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Full text of "Jahrbuch der Kais. Kön. Geologischen Reichs-Anstalt"

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JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


GEOLOGISCHEN  REICHSANSTALT 


LXVIL  BAND  1917. 

Mit  22  Tafeln. 


* 


Wien,  1918. 

Verlag  der  k.  k.  Geologischen  Reichsanstalt. 


lu  Kommission  bei  R.  Lechner  (Wilh.  Müller),  k.  u.  k.  Hofbuchhandluog 

I.  Graben  31. 


Die  Autoren  allein  sind  für  den  Inhalt   ihrer  Mitteilungen  verantwortlich. 


Inhalt. 


Seite 
Personalstand  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt  (].  September  1918)  ..  .  V 
Korrespondenten  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt  1918 VIII 


1.  Heft 

Bergingenieur  Franz  Kretschmer  (Sternberg) :  Der  metamorphe  Dioritgabbro- 
gang  nebst  seinen  Peridotiten  und  Pyroxeniten  im  Spieglitzer  Schnee- 
und  bielengebirge.  Mit  einer  Tafel  (Nr.  I)  und  35  Zinkotypien  im  Text  .       1 


2   Heft. 

Dr.  Stanislaw  Pawlowski :  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  Mit  einer  Karten- 
skizze    211 

Gejza  von  Bukowski:  Der  Bau  der  Inseln  Mezzo  (Lopud)  und  Calamotta 
(Kolocep)  sowie  des  Scoglio  S.  Andrea  bei  Ragusa.  Mit  einer  geolo- 
gischen Detailkarte  (Taf.  Nr.  II)  in  Farbendruck 229 

Dr.  Radim  Kettner:  Ueber  die  Eruptionsfolge  und  die  gebirgsbildenden 
Phasen  in  einem  Teile  des  südöstlichen  Flügels  des  Barrandiens. 
(Ein  Beitrag  zur  Kenntnis  der  variskischen  Gebirgsbildung  in  Mittel- 
böhmen.) Mit  einer  Karte  (Tafel  Nr.  III  und  einer  Tabellarischen  Ueber- 
sicht 239 

Privatdozent  Dr.  Josef  Woldfich  in  Prag :  Die  Kreidefauna  von  Nera- 
tovic  in  Böhmen.  Paläontologische  Untersuchungen  nebst  kritischen 
Bemerkungen  zur  Stratigraphie  der  böhmischen  Kreideformation.  Mit 
drei  Tafeln  (Nr.  IV  [I]-VI  [III])  und  drei  Textfiguren 267 

Fr.  Heritsch    in    Graz :    Solenopora  (?)  Hilberi    aus    dem    oberen    Jura     von 

Tschernawoda  in  der  Dobrudscha.    Mit  einer  Tafel  (Nr.  VII) 335 

J.  V.  ^elizko :   Neuer  Beitrag    zur  Kenntnis    der  Gervillien    der   böhmischen 

Oberkreide.  Mit  einer  Tafel  (Nr.  VIII) 337 


3.  und  4.  Heft. 

Dr.  Karl  Hinterlechner:  Ueber  die  alpinen  Antimonitvorkommen:  Maltern 
(Nied.-Oesterr.),  Schlaining  (Ungarn)  und  Trojane  (Krain).  Nebst  Mit- 
teilungen  über    die  Blei-Quecksilber-Grube   von  Knapovze  in  Krain.    Mit 

drei  Tafeln  (Nr.  IX  [1]     XI  [3]) 341 

0.  Ampferer:  Ueber  die  Saveterrassen  in  Oberkrain.  Mit  19  Textzeichnungen  .  405 
Vincenz  Pollack:   Ueber   Rutschungen   im  Glazialen  und  die  Notwendigkeit 
einer  Klassifikation  loser  Massen.  Mit  sieben  Tafel  i  (Nr.  XII— XVII)  und 
einer  Textfigur 435 


IV 

Seite 
Dr.  Hermann  Vetters:   Geologisches  Gutachten   über   die  Wasserversorgung 

der  Stadt  Retz.  Mit  2  Tafeln  (Nr.  XVIII  und  XIX) 461 

Wilfried  von  Teppner  (Graz)  und  Julias  Dreger  (Wien):  Neue  Amussio- 
pecten  aus  steirischen  Tertiärablagerungen  nebst  einigen  geologischen 
Daten.    Mit  drei  Tafeln  (Nr.  XX  [I]— XXII  [111])  und  vier  Textfiguren     .  481 


Verzeichnis  der  Tafeln. 

Tafel  I: 

zu:  Franz   Kretsclimer:     Der    nietamorphe    Dioritgabbrogang    nel.st    seinen 

Peridotiten  und  Pyroxeniten    im  tfpieglitzer  Schnee-  und  ßielengebirge  .       1 

Tafel  II: 

zu :  Gejza  tou  Bakowski :  Der  Bau  der  Inseln  Mezzo  (Lopud)  und  Calamotta 

iKolocep)  sowie  des  Scoglio  S.  Andrea  bei  Ragusa 229 

Tafel   III: 

zu:  Dr.  Radi  in  Kettner:  Ueber  die  Eruptionsfolge  und  die  gebirgsbildenden 
Phasen  in  einem  Teile  des  südöst  ichen  Flügels  des  Barrandiens.  (Ein 
Beitrag  zur  Kenntnis  der  variskischen  Gebirgsbildung  in  Mittelböhmen     231 

Tafel  IV  [I]-VI  [111]: 

zu:  Dr.  Josef  Woldf ich  :  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  Paläon- 
tologiscbe  Untersuchungen  nebst  kritischen  Bemerkungen  zur  Strati- 
graphie  der  böhmischen  Kreideformation 267 

Tafel  VII: 

zu :  Fr.   Heritsch  in  Graz :    Solenopora  (?)   Hubert   aus  dem    oberen  Jura  von 

Tschernawoda  in  der  Dobrudscha 335 

Tafel  VIII: 
zu:  J.  V.  Zelizko:  Neuer  Beitrag  zur  Kenntnis  der  Gervillien  der  böhmischen 

Oberkreide 337 

Tafel  IX  [1]-XI  [3]: 

zu:  Dr.  Karl  Hiiiterlecliner :  Ueber  die  alpinen  Antimonitvorkommen  :  Mal- 
tern (Nied.-Oesterr.),  Schlaining  (Ungarn)  und  Trojane  (Krain)  Nebst 
Mitteilungen    über  die  Blei-Quecksilber-Grube  von  Knapovze  in  Krain       341 

Tafel  XII -XVII: 

zu:  Yiiizenz  Pollack:  Ueber  Rutschungen  im  Glazialen  und  die  Notwendig- 
keit einer  Klassifikation  loser  Massen 436 

Tafel  XVIII  und  XIX: 
zu :  Dr.  Hermann   Vetters :    Geologisches  Gutachten   über  die  Wasserversor- 
gung der  Stadt  Retz 461 

Tafel  XX  [I]     XXII  [III]: 
zu:  Wilfried  von  Teppner  (Graz)  und  Julias  Dreger  (Wien) :  Neue  Amussio- 
pecten    aus    steirischen  Tertiärablagerungen    nebst    einigen  geologischen 
Daten       481 


Personalstand 

der 

k.  k.  geologischen  Reichsanstalt. 

(1.  September  1918.) 


Direktor : 

Tietze  Emil,  Phil.  Dr.,  Ritter  des  Leopold-Ordens  und  des  österr. 
kaiserl.  Ordens  der  Eisernen  Krone  III.  Kl.,  Besitzer  der  Ehren- 
medaille für  40 jähr.  Dienste,  k.  k.  Hofrat,  Ehrenpräsident  und 
Inhaber  der  Hauermedaille  der  k.  k.  Geographischen  Gesellschaft 
in  Wien,  III.  Hauptstraße  Nr.  6. 

Vizedirektor : 

Vacek  Michael,  Besitzer  der  Ehrenmedaille  für  40 jähr.  Dienste, 
k.  k.  Hofrat,  III.  Erdbergerlände  Nr.  4. 

Chefgeologen : 

Geyer  Georg,  Ritter  des  kais.  österr.  Franz  Josef-Ordens,  k.  k.  Re- 
gierungsrat, korr.  Mitglied  der  kaiserl  Akademie  der  Wissen- 
schaften, III.  Hörnesgasse  Nr.  9. 

Bukowski  Gejza  v.  Stolzenburg,  k.  k.  Oberbergrat,  III.  Hansal- 
gasse Nr.  3. 

D reger  Julius,  Phil.  Dr.,  k.  k.  Bergrat,  Mitglied  der  Kommission  für 
die  Abhaltung  der  ersten  Staatsprüfung  für  das  landwirtschaft- 
liche, forstwirtschaftliche  und  kulturtechnische  Studium  an  der 
k.  k.  Hochschule  für  Bodenkultur  etc.,  Präsident  der  Geologischen 
Gesellschaft  in  Wien,  Ehrenbürger  der  Stadt  Leipnik  und  der 
Gemeinde  Mosel,  III.  Ungargasse  Nr.  71. 

Kerner  von  Marilau n  Fritz,  Med.  U.  Dr.,  k.  k.  Bergrat,  korr. 
Mitglied  der  kaiserl.  Akademie  der  Wissenschaften,  Mitglied  der 
Kommission  für  die  Abhaltung  der  ersten  Staatsprüfung  an  der 
Hochschule  für  Bodenkultur,  III.    Keilgasse  Nr.   15. 

Hinterlechner  Karl,  Phil.  Dr.,  k.  k.  Bergrat,  XVIII.  Kloster- 
gasse Nr.  37. 


VI 

Bibliothekar : 

Unbesetzt. 

Vorstand  des  chemischen  Laboratoriums: 

Eichleiter  Friedrich,   Ing.,   kais.  Rat,   Besitzer  des  Kriegskreuzes 

II.  Kl.  für  Zivilverdienste,  III.  Kollergasse  Nr.  18. 

Geologen: 

Hammer  Wilhelm,  Phil.  Dr.,  XIII.  Waidhausenstraße  Nr.  16. 
Waagen  Lukas,  Phil.  Dr.,    Besitzer  des  Goldenen  Verdienstkreuzes 

mit  der  Krone,  III.  Sophienbrückengasse  Nr.  10. 
Ampfer  er  Otto,  Phil.  Dr.,  II.  Schüttelstraße  Nr.  77. 
Petra  Scheck  Wilhelm,  Phil.  Dr.,  XVIII.  Scherffenbergasse  3. 

Adjunkten : 

Ohnesorge  Theodor,  Phil.  Dr.,  k.  k.  Landsturmleutnant  (derzeit 
eingerückt  zur  militärischen  Dienstleistung),  III.  Hörnesgasse 
Nr.  24. 

Beck  Heinrich,  Phil.  Dr.,  k.  k.  Landsturmingenieur  (z.  M.  eingerückt), 

III.  Erdbergstraße  Nr.  35. 

Vetters  Hermann,  Phil.  Dr.,  Privatdozent  an  der  k.  k.  montanistischen 
Hochschule  in  Leoben,  k.  k.  Landsturmingenieur  -  Oberleutnant 
(z.  M.  eingerückt),  III.  Tongasse  Nr.  3. 

Assistenten : 

Hackl  Oskar,  Techn.  Dr.,  IV.  Schelleingasse  8. 
Götzin ger  Gustav,  Phil.  Dr.,  Preßbaum  bei  Wien. 
Sander  Bruno,   Phil.  Dr.,   Privatdozent   an   der  k.  k.  Universität  in 
Wien,  k.  k.  Landsturmingenieur-Leutnant  (z.  M.  eingerückt). 

Praktikanten : 
Spitz  Albrecht,  Phil.  Dr.  (z.  M.  eingerückt). 

Spengler  Erich,  Phil.  Dr.,  Privatdozent  an  der  k.  k.  Universität  in 
Wien,  III.  Marxergasse  39. 

Für  das  Museum: 

2elfzko  Johann,  Amtsassistent,  III.  Löwengasse  Nr.  32. 


VII 

Für  die  Kartensammlung: 

Zeichner: 
Lauf  Oskar,  I.  Johannesgasse  8. 
Skala  Guido,  III.  Hauptstraße  Nr.  81. 
Hub  er  Franz  (z.  M.  eingerückt),  VIII.  Hamerlingplatz  3. 

Für  die  Kanzlei : 

Gaina  Johann,  Rechnungsrevident  im  k.  k.  Ministerium  für  Kultus 
und  Unterricht,  Besitzer  des  Kriegskreuzes  III.  Kl.  für 
Zivilverdienste,  III.  Sechskrügelgasse  14. 

Kanzleioffiziantin : 

Girardi  Margarete,  III.  Geologengasse  Nr.  1. 

Diener : 

Amtsd-iener: 

Palme  Franz,   Besitzer  der  Ehrenmedaille  für  40 jähr.   Dienste 

III.  Rasumofskygasse  Nr.  23, 
.Ulbing  Johann,  Besitzer  des  silbernen  Verdienstkreuzes  und  der 
Ehrenmedaille  für  40  jähr.  Dienste  III.  Rasumofskygasse  Nr.  23, 
Wallner  Matthias,  k.  k.  Offiziersstellvertreter,  Besitzer  der  ihm 
zweimal   verliehenen    kleinen    Silbernen  Tapferkeitsmedaille, 
III.  Rasumofskygasse  Nr.  25. 
Präparator:  Spatny  Franz,  III.  Rasumofskygasse  Nr.  25. 
Laborant:  Felix  Johann,  III.  Lechnerstraße  13. 
Amtsdienergehilfe   für  das  Museum:    Kreyöa  Alois,  III.  Erd- 
bergstraße 33. 
Amtsdienergehilfe  für  das  Laboratorium:  Unbesetzt. 


VIII 


Korrespondenten 

der 

k.  k.  geologischen  Reichsanstalt. 


Diplom   erneuert   für  Hofrat  Professor  Dr.  Oskar   Lenz    zu  dessen 

70.  Geburtstag. 
(13.  April   1918.) 


AiisjfesfetM'ii   im   Februar  1918. 


JAHRBUCH 


KA1SF.RUCH-KÖNIGLICHEN 


mm 


'jrs; 


JAHRGANG  1917..  LXVIL   BAND 

1.  »eft. 


K4 


W 


Wien,  1918. 

Verlag-  der  k.  k.  Geologischen  Reichsanstalt. 

Iu  IvommiiiJon  bei   R.   Lechner  (Wilh.   Müller),   k.  n.   k.   Hofbuchhandlung 

I.  Graben  81. 


Der  metamorphe  Dioritgabbrogang 

nebst  seinen  Peridotiten  und  Pyroxeniten  im  Spieglitzer 
Schnee-  und  Bielengebirge. 

Von  Bergingenieur  Franz  Kretschmer  in  Sternberg. 

Mit  einer  Tafel  (Nr.  I)  und  35  Zinkotypien  im  Text. 


I.  Teil. 

Der  dioritischgabbroide  Ganglakkolith. 

In  den  Sudeten  zwischen  den  typischen  grauen  Biotitauge n- 
gn eisen  (Granitgneis)  des  meridionalen  Spieglitzer  Schneegebirges 
(Dürrer  Koppenzug)  einerseits,  und  der  Gebirgsrinne  March  und  Bord- 
thal sowie  Ramsauer  Joch  lagernden  unterdevonischen  Sediment- 
gebilden anderseits,  zieht  sich  eine  „Hornbl  en  d  egneiszone" 
hin,  welche  bisher  weder  in  ihrer  geologischen  Erscheinungsform  er- 
kannt, noch  petrographisch  in  ihrer  Gesamtheit  erfaßt  und  geschildert 
wurde,  obwohl  dieselbe  auf  ihrem  langen  Wege  von  verschiedenen 
Autoren  bruchstückweise  nach  Maßgabe  ihres  beschränkten  Arbeits- 
feldes beschrieben  wurde.  Von  einer  zusammenhängenden  Darstellung, 
noch  viel  weniger  von  einer  Auffassung  der  tektonischen  Verhältnisse 
ist  jedoch  in  der  ganzen  Literatur  nirgends  eine  Spur  zu  finden.  Die 
Auffassung  der  fraglichen  Gesteinszone  als  metamorphen  Dioritgabbro- 
gang von  gigantischen  Dimensionen,  umgeben  im  Hangenden  und 
Liegenden  von  einem  sedimentogenen ,  kontaktmetamorphischen 
Schiefermantel  ist  ganz  neu  und  findet  hier  zum  ersten  Male  Erwäh- 
nung und  Begründung.  (Siehe  hierzu  die  beiliegende  geologische  Karte 
Tafel  I.) 

Die  wichtigste  Literatur  über  das  in  Betracht  kommende  Gebiet' 
welches  der  Verfasser  benützt  hat,  besteht  aus  den  folgenden  geolo- 
gischen  Abhandlungen  und  Kartenwerken  in  chronologischer  Reihen- 
folge : 

1.  Geol.  Verhältnisse  des  Süd-  und  Ostabfalles  der  Sudeten,  vom  k.  k.  ßergrat 
M.  V.  Lipoid.  X.  Jahresbericht  des  Wernervereins  in  Brunn.  1860,  pag. 
41  u.  ff. 

2.  Geol.  Verhältnisse  am  Nordabfall  der  Sudeten  in  Oesterr. -Schlesien,  vom  k.  k. 
Chefgeologen  G.  Stäche.  X.  Jahresbericht  des  Wernervereins  für  das  Jahr 
1860,  pag.  54  u.  ff, 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschmer.)       \ 


Franz  Kretschmer. 


[2] 


3.  Geol.  Karte  von  Mähren  und  Oesterr.-Schlesien,  bearbeitet  vorn  k.  k.  Bergrat 
Franz  Foetterle,   herausgegeben   vom   geol.  Wernerverein   in  Brunn.  1866- 

4.  Alte  geol.  kolorierte  Generalstabskarte  von  Oesterreich,  1 :  144.000.  Karlen- 
blätter Freiwaldau  und  Mähr.- Schönberg,  herausgegeben  von  der  k.  k.  geol. 
Reichsanstalt  in  Wien. 

5.  Geognostische  Karte  vom  niederschlesischen  Gebirge  und  den  umliegenden 
Gegenden.  1:100.000  Bearbeitet  von  E.  Beyrich,  G.  Rose,  J.  Roth  und 
W.  Runge.  —  Darin  ist  ein  großer  Teil  der  „ Hornblendegneiszone "  richtig 
dargestellt. 

6.  Erläuterungen  zu  der  geognostischen  Karte  vom  niederschlesischen  Gebirge, 
von  J.  Roth.  Berlin  1867. 

7.  Die  Graphitablagerung  bei  Mähr. -Altstadt  und  Goldenstein,  vom  Bergingenieur 
Fr.  Kretschmer.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt  1897,  47.  Band,  pag. 
21—56.  —  Die  beigegebene  geol.  Karte  1:75.000  enthält  wohl  nur  einen  be- 
schränkten Teil  der  „Hornblendegneiszone"  richtig  und  mit  allen  Einzel- 
heiten eingezeichnet. 

8.  Das  Reichensteiner-  und  Bielengebirge,  geol.  dargestellt  von  J.  G uckler 
Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt  1897,  pag.   154  u.  ff. 

9.  Geol.  Kartenblatt  Mähr.-Neustadt  und  Schönberg  1:75.000,  aufgenommen 
vom  Chefgeologen  G.  v.  Bukowski,  herausgegeben  von  der  k.  k.  geol- 
Reichsanstalt.  Wien  1905.  —  Bringt  nur  das  südwestliche  Ende  der  Horn- 
blendegneiszone zur  Darstellung. 

10.  Erläuterungen    zum    Kartenblatt    Mähr.-Neustadt    und    Schönberg,    von   G.  v. 
Bukowski.  Wien  1905. 

11.  Die  Moravischen  Fenster    von  Prof.  Franz  E.  Suess.     Denkschriften  d.  kais. 
Akad.  d.  Wissenschaften.  Wien  1912,  Bd.  88,  pag.  541  u.  ff. 


Es  ist  leicht  begreiflich,  daß  eine  solch  großartige  Gesteinszone 
auf  ihrem  überaus  langen  Wege  eine  mannigfaltige  Ausbildung  er- 
fahren hat  und  danach  von  den  verschiedenen  Forschern  eine  sehr 
abweichende,  zum  Teil  von  der  Vollkommenheit  der  Untersuchungs- 
methoden abhängige  Beurteilung  erfahren  hat. 

Peters  schreibt  über  das  Vorkommen  bei  Böhm.-Eisenberg: 
Der  sehr  spaltbare  Hornblendeschiefer  des  Gneises  besteht 
aus  schwärzlichen,  verschränkten  Hornblenden  und  aus  Glimmer- 
blättchen,  ihm  ist  Serpentin  mit  Pseudophit  und  Enstatit 
eingelagert.  (Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1859,  X.  Bd.,  pag.  227.) 

J.  Roth:  Die  zum  Glimmerschiefer  gehörigen  Hornblende- 
schiefer, welche  sich  von  Jauernig  bis  Mähr.-Altstadt  und  noch 
weiter  südlich  fortziehen,  enthalten  häutig  Feldspat,  Quarz,  Granat, 
Biotit  neben  dunkelgrüner  Hornblende.  Ist  Hornblende  allein  vor- 
handen, so  ist  sie  meist  filzig  faserig.  Im  Hornblendeschiefer  treten 
Quarzschiefer  und  Serpentin  (zum  Teil  mit  Strahlstein)  auf.  (Nieder- 
schlesien 1867,  pag.  215  und  220.) 

J.  Roth:  Hornblendegneis  zu  Gurschdorf,  Mähr.  -  Altstadt, 
Blaschke  usw.  Der  nach  Ost  und  West  mit  Hornblendeschiefer  des 
Glimmerschiefers  verbundene  kaum  schiefrige  Hornblende- 
gneis  enthält  neben  Feldspat,  Hornblende,  etwas  Biotit,  wenig  Quarz 
(oft  in  Orthoklas  eingewachsen),  Plagioklas,  zuweilen  Granat,  Magnet- 


[31  Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Uielengebivge.  3 

eisen,  Titamt;  hie  und  da  gewinnen  Quarz  oder  Feldspat  das  Ueber- 
gewicht.  (Niederschlesien  1867,  pag.  215.) 

G.  Stäche  dagegen  erkannte  den  Hornblendegneis  richtig  als 
Diorit  (Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.,  XI.  Bd.)  und  gibt  speziell 
von  dem  Diorit  zu  schles.  Woitzdorf  folgende  Beschreibung:  „Der 
Woitzdorfer  Diorit  hat  ein  mittleres  Korn,  die  dunkelgrünen,  fast 
schwarzen  Hornblendekristalle  sind  ziemlich  regelmäßig  und 
zu  gleichen  Teilen  mit  dem  Albit  gemengt.  Teilweise,  und  zwar  be- 
sonders an  der  Grenze  gegen  den  Granit  zu  findet  sich  Glimmer 
und  Quarz  ziemlich  häufig  als  akzessorischer  Gemengteil."  —  Wichtig 
erscheint  die  Beobachtung  Stach  es,  daß  dort,  wo  der  Fried  e- 
berger  Granit  direkt  an  den  Diorit  grenzt,  entsendet 
erApophysen  in  den  letzteren,  und  zwar  in  Form  echter  Gänge 
oder  in  Lagergängen,  wodurch  sich  unser  Diorit  als  das  älteste 
Glied  in  der  Reihe  der  Tiefengesteine  erweist. 

Auch  Laube  spricht  dasselbe  Gestein  von  Woitzdorf  nach 
mikroskopischer  Untersuchung  als  Glimm  er  diorit  an,  während 
C.  v.  Cammerlander  es  als  massigen  Amphibolit  ansah.  A.  v. 
Lasaulx  bezeichnete  das  Gestein  bei  Wildschütz  und  schles.  Woitz- 
dorf kurzweg  als  Hornblendegneis. 

Verf.  berichtete  in  der  oben  unter  7  angeführten  Abhandlung: 
„Im  Kunzentale  bei  Mähr.-Altstadt  und  weiter  südwestlich  bei  Walters- 
dorf und  Blaschke  ist  ein  grünlichschwarzer,  in  dicken  Bänken 
abgelagerter,  grobklotziger  Hornblendegneis  von 
granitisch-grobkörnigem  Gefüge  in  sehr  charakteristischer, 
längs  des  allgemeinen  Streichens  von  SSW  nach  NNO  angeordneter, 
durch  die  ganze  Formationsgruppe  anhaltender  Gesteinszone  entwickelt, 
welchem  nicht  nur  örtlich  untergeordnete  Lager  und  Stöcke  von 
Amphibolit  interkaliert  sind,  sondern  die  auch  oben  und 
unten  von  zwei  Amphibolitzügen  umschlossen  wird." 
Dem  Auftreten  dieser  symmetrisch  gelagerten  basischen  Ausscheidungen 
ist  in  der  beigelegten  geologischen  Spezialkarte  1 :  75.000  Rechnung 
getragen ;  das  Hauptgestein  wurde  als  granitähnlicher,  grobkörniger, 
dickb  an  kig  er  Hornblendegneis  ausgeschieden,  und  zwar  im  Gegen- 
satze zu  dem  dickschiefrigen  Hornblendegneis  und  Hornblende- 
biotitgneis,  welcher  einen  Bestandteil  der  Altstadt  Goldensteiner 
stehenden  Gebirgsfalte  mit  ihren  Graphitlagern  ausmacht  und  gleich- 
zeitige Aufbrüche  des  dioritisch-gabbroiden  Magmas  darstellt. 

J.  Guck ler  hat  die  Gesteine  jener  großen  langgestreckten 
Masse  der  in  Rede  stehenden  Zone,  welche  sich  gangartig  zwischen 
dem  niederen  und  hohen  Bielengebirge  (von  Gurschdorf  bis  über 
Jauernig  hinaus)  hinzieht,  eingehend  und  mikroskopisch  untersucht, 
er  gelangt  eben  falle  zu  dem  Ergebnis,  daß  die  Hauptmasse  des 
Gesteins,  dem  große  Hornblendesäulen  und  große  gestreifte  P 1  a- 
gioklase  ein  scheckiges  Aussehen  verleihen,  ein  Glimmerdiorit 
ist,  und  zwar  insbesondere  mit  Rücksicht  auf  das  Auftreten  des  Glimmers, 
der  immer  tombackbrauner  Biotit  ist,  der  jedoch  nicht,  wie  man  das 
beim  Gneis  zu  sehen  gewohnt  ist,  lagenförmig  geordnet,  sondern 
derselbe  findet  sich  gewöhnlich  in  größeren  Nestern  oder  Butzen,  die 
für  den  Glimmerdiorit  charakteristisch  sind,  oder  wie  das  Mikroskop 


4  Franz  Kretschnier.  [41 

zeigt,  gewöhnlich  an  Hornblende  gebunden,  zwischen  den  übrigen 
Gemengteilen  zerstreut.  Nordwestlich  schles.  Petersdorf  findet 
man  in  geringer  Ausdehnung  ein  Massengestein,  das  sich  durch 
Anreicherung  von  Orthoklas  als  Uebergang  des  Glimmerdiorits 
zum  Syenit  darstellt,  während  er  am  Hutberg  (bei  Siebenhuben?) 
durch  Zurücktreten  der  Hornblende  und  Anreicherung  des  Quarzes 
in  Hornblendegranit  übergeht,  verliert  sich  die  Hornblende  ganz, 
dafür  der  Biotit  zunimmt,  so  ist  das  Gestein  als  Gran  it  zu  bezeichnen. 
—  Auch  G  u  c  k  1  e  r  hebt  die  wichtige  Tatsache  hervor,  daß  der 
Granitstock  von  Friedeberg-Weidenau  in  die  große 
und  langgestreckte  Dioritmasse  Apophysen  und  wie 
bei  Gurschdorf  einen  Lager  gang  eingepreßt  hat,  so  daß 
der  erstere  geologisch  als  das  jüngere  Glied  in  der  Reihe  erup- 
tiver Gebirgsglieder,   der  Diorit  als  das  ältere  festgelegt  erscheint. 

In  der  nordwestlichen  Ecke  des  Kartenblattes  Mähr.-Neustadt— 
Schönberg  (der  österr.  Spezialkarte  1:75.000)  liegt  das  süd süd- 
westliche Ende  unserer  langen  Hornblendegneiszone,  welche 
an  der  großen  Störungslinie  des  Marchtales  und  Jokelsdorfer 
Baches  abschneidet.  Jenseits  der  letzteren  finden  wir  dessenunge- 
achtet sehr  ähnliche  eruptive  Hornblendegneise,  zum  Teil  Horn- 
blendebiotitgneise  von  dickbankigem  gr  an  it  ähnlichem  Habitus, 
welche  aber  bereits  einem  anderen  Spaltensystem  angehören,  das  NW 
streicht,  mit  diskordanter  Auflagerungsfläche  des  Schie- 
fermantels. Diese  Eruptivgneise  wurden  von  G.  v.  Bukowski 
anfänglich  als  T  onalitgneise,  später  als  Hornblendegneis 
(Amphibolgranitit)  eingeführt;  von  C.  v.  John  nach  genauer  mikrosko- 
pischer und  chemischer  Untersuchung  als  M  o  n  z  o  n  i  t  u  n  d  M  o  n  z  o  n  i  t- 
g  n  e  i  s  beschrieben  i).  Dagegen  hat  II.  R  o  s  e  n  b  u  s  c  h  die  in  Rede 
stehenden  Eruptivgneise  auf  Grund  der  von  C.  v.  John  mitgeteilten 
Analyse  als  zum  quarzführenden  Diorit  gehörig  erklärt2). 

Zur  Untersuchung  hat  G.  v.  John  das  Gesteinsmaterial  von 
Hackelsdorf  (westlich  Nieder-Eisenberg)  vorgelegen,  es  gehört  also 
der  in  Bearbeitung  stehenden  Hornblendegneiszone  an.  U.  d.  M.  er- 
kannte John,  daß  der  weiße  Feldspat  unseres  Gesteins  überwiegend 
aus  Plagioklas  besteht,  daß  daneben  aber  auch  Orthoklas  auf- 
tritt, ferner  daß  zwischen  den  Körnern  von  Feldspat  und  Quarz 
sich  Hornblende  und  Biotit  (meist  miteinander  verwachsen)  in 
unregelmäßigen  Lappen  hinziehen,  wozu  Apatit  und  Titanit  in  geringer 
Menge  sich  findet.  Die  Hornblende  ist  im  Schliff  meist  dunkelbraun 
oder  dunkelolivengrün,  während  der  Biotit  braun  erscheint. 

Nach  den  weiter  unten  folgenden  eingehenden  mikroskopischen 
Untersuchungen  des  Verf.  liegt  indem  fraglichen  Gestein  ein  quarz- 
armer Hornblendebiotit-Diorit  vor.  Die  von  C.  v.  J o h n  aus- 
geführte chemische  Analyse  hat  die  folgenden  Gewichtsprozente 
ergeben,    welche   Zahlen   der  Verf«   nach   dem   Osann'schen   System 


')  Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien  1897,  pag.  189-193. 
2>  Mikroskopische   Physiographie  der   massigen    Gesteine.    Bd.  II,  1.  Hälfte 
1907.  4.  Aufl.,  pag.  285. 


[5]         Der  metamorphe  Diaritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirsrc  5 

auf  die  Summe  100  umgerechnet  und  die  Molekularprozente,  die 
Gruppenwerte,  sowie  endlich  die  Gesteinsformel  berechnet  hat. 

Nr.  I.  Ilomb  1  endebiotit-Diori t  von  Hackelsdorf. 

Gewichtsprozente  Molekularprozente 

Kieselsäure  Si02  ....  58-18  58-18       5895  9760         63-49 

Tonerde  A1203 1700  17-00       1702  16-85      ■  10-96 

Eisenoxyd  Fe203     .  .  .     2-02  —            —  —              — 

Eisenoxydul  Fei) ...  .     5'20  7-02         7-11  9-87           642 

Magnesia  MgO 3-93  3-93         398  985           640 

Kalkerde  CaO 5-90  590        5-98  1066           6-93 

Kali  KoO 2-96  2-96         300  3-18           2  06 

Natron  ~Na20 3'40  3'40         344  5*54          360 

Phosphorsäure  P205   .  .     0-32  0-32         032  0-23           014 

Glühverlust  (Wasser)    .     074         — — - — — 

99-65       98-71     10000  15378       100  00 

Gruppenwerte: 
8  =  63-49,  A  =  566,  C  =  5'30,  F  =  1445,  n  =  6«36. 

Gesteinsformel: 
%-5  a4-4  c4.2  /it-i  «6-4  ß  -  Reihe. 

Aus  den  obigen  Analysenwerten  ergibt  sich  mit  Sicherheit,  daß 
unser  Diorit  nicht  die  chemische  Zusammensetzung  eines  Tonalits, 
in  mineralischer  Hinsicht  nicht  die  eines  Monzonits  besitzt.  Daß  .der 
Hornblendegneis  „ein  mit  Gneisstruktur  ausgestatteter  Amphibol- 
granitit"  sei,  wie  G.  v.  Bukowski  meint,  beruht  wohl  auf  einem 
Irrtum,  hierzu  fehlt  dem  Gestein  die  nötige  Menge  Orthoklas  und 
Quarz,  welche  darin  nur  eine  nebensächliche  Rolle  spielen. 

Vergleichen  wir  obige  Gesteinsformel  mit  den  Osann'schen 
Typen  form  ein,  so  finden  wir,  daß  unser  Diorit  dem  Typus  S  weet- 
grass  mit  der  dafür  berechneten  Typenformel  6Y61.5  J3.5  C5.5  Fu  am 
nächsten  steht,  welcher  meist  quarzführende  Hornblendediorite  umfaßt. 

Die  Berechnung  der  Kieselsäure  ergibt,  daß 
5-66  A  =  3396  Mol%  Si  erfordern 
5-30  C=  10-60  Mol%  Si  erfordern 

es  bleiben  daher  für  .F=  14-45  noch  1893  Si02,  was  zur  Bildung  von 
Metasilikaten  aus  den  in  F  untergebrachten  Metalloxyden  nicht  nur 
hinreicht,  sondern  noch  eine  kleine  Menge  freien  Quarzes 
ergibt. 

Der  Durchschnitts-Plagioklas  berechnet  sich  zu  Abu.32  +^ws-3o 
oder  zu  Ab^  -\- An32,  was  einem  basischen  Oligoklas  an  der 
Grenze  gegen  den  Andesin  entspricht. 

Unser  Hornblendebiotit-Diorit  ist  wohl  ausnahmslos  biotithaltig, 
dessenungeachtet  geht  er  selten  oder  gar  nicht  in  eigentlichen  Glimmer- 
diorit  über,  sondern  bleibt  stets  ein  typisches  Hornblende- 
gestein. 


6  Franz  Kretschmer.  [ßl 

Die  Dioritbrüche  der  Kremsierer  S  t  e  i  n  i  n  d  u  s  t  r  i  e- 
Gesellschaft. 

Vom  westlichen  Ausgange  des  Dorfes  B u s ch i n  am  J  o  k  e  1  s- 
bache  gegen  Jokelsdorf  und  Hackelsdorf  aufwärts  kommen  wir  nach 
einviertelstündiger  Wanderung  zu  den  Steinbrüchen  der  gedachten 
Gesellschaft.  Wir  sehen  nun  an  den  dortigen  vorzüglichen  Aufschlüssen, 
daß  der  herrschende  Diorit  in  12  bis  1*6  m  mächtigen  Bänken  abge- 
sondert ist,  das  Streichen  der  letzteren  ist  2  h  Ogd;  das  Einfallen  nach 
20  h  0  gd  ungefähr  unter  3C  45°  erfolgt.  Nach  Maßgabe  einer  vorläufigen 
Untersuchung  des  Jokelsdorfer  Diorits  u.  d.  b.  M.  konnte  ich  den 
Befund  C.  v.  Johns  bestätigen,  und  zwar  erkannte  ich  an  den  Streu- 
präparaten als  Hauptkomponenten  farblosen  Plagioklas,  glasigen 
Quarz,  olivgrüne  Hornblende  und  in  ihrer  Vertretung  als  gleich- 
wertigen damit  innig  verwachsenen  Gemengteil  braunen  Biotit,  der 
durch  seinen  starken  metallartigen  Perlmutterglanz  ausgezeichnet  ist ; 
derselbe  zeigt  fast  immer  Durchlochungen  von  Plagioglas ;  akzessorisch 
sind  zahlreiche  gelbbraune  Titanite,  Magnetit  in  X  X  und  Körnern, 
zum  Teil  limonitisiert.  —  Der  Biotit  setzt  sich  bei  fortschreitender  Ver- 
witterung in  Chlorit  um,  davon  die  modifizierten  Gesteinspartien  zu- 
nehmende Mengen  führen,  worunter  selbstredend  die  Steinqualität  leidet. 
Die  Hornblende  ist  mitunter  schilfig-stenglig,  zumeist  aber  blättrig, 
selten  ist  sie  idiomorph  ausgebildet  mit  Querabsonderung  J_  c. 

Der  schöne  Jokelsdorfer  Diorit  wurde  von  der  obgenannten  Ge- 
sellschaft in  mehreren  Steinbrüchen  für  Hausteinzwecke  ausgebeutet 
und  daraus  hauptsächlich  Grabmonumente  erzeugt.  Diese  Steinerzeug- 
nisse ließen  im  geschliffenen  Zustande  an  edler  Steinpracht  sowie 
Eleganz  nichts  zu  wünschen  übrig  und  ist  es  daher  von  diesem  Gesichts- 
punkte lebhaft  zu  bedauern,  daß  die  gedachte  Gesellschaft  den  hoff- 
nungsvollen Betrieb  wieder  eingestellt  hat.  Es  ist  dem  Verf.  nicht 
bekannt,  welche  Ursachen  zu  diesem  traurigen  Ende  geführt  haben : 
ob  Geldmangel  oder  der  Stein  zu  schwer  zu  bearbeiten  war  und  des- 
halb die  Gesellschaft  nicht  in  die  Lage  kam,  den  Wettbewerb  mit 
anderweitigen  Erzeugnissen  erfolgreich  aufzunehmen. 

Querprofil  durch  den  Zdiarberg  bei  Nieder  -Eisenberg,   und 
die  Höhe  Straznica   bei  Hosterlitz. 

Westlich  Ober  -  Eisenberg  stößt  man  zunächst  auf  stark  v  e  r- 
witterte  Tonschiefer  und  sandig  grau  wackige  Gesteine  von 
dickschiefriger  und  kleinwürfeliger  Beschaffenheit,  welch  letztere  an 
den  östlichen  Gehängen  des  Zdiarberges  in  mannigfaltige  Horn- 
felse  verlaufen  und  von  zahlreichen  Lagern  des  Amphibo  lit  s  und 
Hornblendeschiefers  durchschwärmt  werden.  Lokal  schalten  sich 
den  herrschenden  Hornfelsen  Gn  eis  glimme  r  schiefer  ein,  ins- 
besondere nächst  dem  daselbst  ungefähr  300  m  breiten  Serpentin- 
stockwerk. —  Jenseits,  das  heißt  westlich  des  letzteren  begegnen 
wir  mächtigen  und  mannigfalti  gen  Ho  ruf  eisen,  denen  sich 
auch  hier  lokal  Gneisglimmerschiefer,  Glimmerschiefer 
und  zum  Teil  mächtige  Amphibolite  einschalten,  womit  die  Reihe 
der    kontaktmetamorphischen    Sedimentgesteine    schließt.    Man    achte 


[71        Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  7 

auf  die  große  Aehnlichkeit  der  Hornfelsgesteine  vor  und  hinter  der 
Buschin  er  Quer  Verwerfung,  welche  so  weit  geht,  daß  sich  G. 
v.  Bukowski  genötigt  sah,  seinen  „Gneis  von  Hohenstadt"  (richtig 
Hornfels)  auch  in  der  Umgebung  des  Zdiarberges  festzustellen  und  in 
das  Kartenblatt  Mähr. -Neustadt— Schönberg  einzuzeichnen. 

Nun  folgen  die  Gabbr  oam  phiboli  te  und  Gabbroamphi- 
bolschiefer,  basische  Randbildungen  am  Liegenden  des  Diorit- 
gab broganges,  worauf  sich  Hornblend  ebiotit-Diorit  selbst  in 
breiter  Zone  entwickelt  —  nun  wirft  sich  in  der  Gangmitte  eine 
mächtige  basische  Ausscheidung  von  Gabbroamphiboliten  ein, 
darauf  wir  zum  zweiten  Male  einer  breiten  Masse  von  Hornblende- 
biotit-Diorit  begegnen;  endlich  finden  wir  korrespondierend  am  Han- 
gendsaalbande abermals  unserem  Gange  angehörige  Amphibolitmassen 
ausgeschieden.  Der  Symmetrie  entsprechend  stoßen  wir  schließlich 
auf  den  Hangendflügel  der  Schieferumwallung  in  Gestalt  dunkler 
Phyllite  und  verwitterter  Tonschiefer,  womit  das  in  Rede 
stehende  Querprofil  endigt. 

Speziell  die  sedimentogene  Schieferserie  am  Ostgehänge  des 
Zdiarberges  (also  im  Liegenden  des  Dioritganges)  läßt  einen  hoch- 
wichtigen und  charakteristischen  Kontakthof  in  regelmäßiger  Aus- 
bildung erkennen,  welcher  durch  natürliche  Entblößungen  gut  auf- 
geschlossen ist.  Wie  wir  oben  gesehen  haben,  herrschen  hier  allge- 
mein Hornfelse  vor,  welche  aus  sandig-grauwackigen  Gesteinen  her- 
vorgegangen sind  und  durch  Gneisglimmerschiefer  bis  zum  unver- 
sehrten Tonschiefer  allmälig  abklingen.  Innerhalb  dieser  Kontakt- 
zone ist  die  Intensität  der  Umwandlung  proportional  der  Entfernung 
vom  Diorit.  Die  kontaktmetamorphisch  beeinflußten  Teile  unserer 
Schieferhülle  erreichen  eine  Gesamtbreite  von  1300  m,  davon  600  m 
auf  die  Hornfelse,  300  m  auf  den  Serpentinzug'  Taubenberg — Zdiar- 
berg  und  400  m  auf  Gneisglimmerschiefer,  Phyllite  und  Tonschiefer 
entfallen. 

Die  letztgedachten  Phyllite  und  Tonschiefer  des  Marchtales  ent- 
halten an  ihrer  Liegendgrenze  gegen  den  Chloritgneis  des  Kepernik- 
gneismassiv,  zwei  Lagerzüge  von  blaugrauem  unterdevo- 
nischemKalkstein,  in  deren  Begleitung  bei  Obe r-E i s e n- 
berg  —  Hoste  rlitz  und  Nikles  Braun  eis  enerze  auftreten, 
darauf  im  vorigen  Jahrhundert  ein  umfangreicher  Bergbau  umging, 
und  zwar  sind  die  Erze  in  dem  Hochofen  zu  Aloistal  verschmolzen 
worden.  Auf  den  gedachten  Kalksteinlagern  geht  in  der  Umgebung 
von  Böhm.-Märzdorf  ein  lebhafter  Steinbruchsbetrieb  um,  und  zwar 
wird  der  Kalkstein  in  dem  dortigen  Ringofen  zu  Baukalk  gebraunt. 
—  Das  umstehende  Querprofil  Fig.  1  durch  den  Zdiarberg  liefert  ein 
übersichtliches  Bild  von  den  betreffenden  Lagerungsverhältnissen. 

Die  Hornfelse  des  Dioritkontakthofes  in   der  Umgebung   des  Zdiar- 
berges und  seiner  Ausläufer. 

Auf  dem  Feldwege,  welcher  von  Ober-Hosterlitz  nach  dem  Zdiar- 
berge  abbiegt,  sind  die  gedachten  Hornfelse  zutage  anstehend,  sie 
sind  dickschiefrig  bis  plattig,  selten  dünnschiefrig,  dicht,  jedoch  wenig 


Franz  Kretschmer. 


[8] 


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[91         Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnei1-  und  Kielenyebirge.  <) 

fest,  pseudorhomboedrisch  kleinspaltig,  Bruch  splittrig.  Das  Streichen 
wurde  mit  2  h  0  gd,  das  Verflachen  20  h  unter  <  40 — 45°  observiert. 
Der  Hornfels  besteht  daselbst  aus  folgenden  Komponenten:  Fett- 
glänzender Quarz  ist  Hauptgemengteil,  wenig  Feldspat,  mäßig  ein- 
gestreut mehr  oder  weniger  stark  verwittert  Biotit,  daneben  findet 
sich  etwas  Muskovit,  beide  Glimmer  in  kleinsten  Schuppen  ausgebildet, 
zahlreiche  große  Granatkörner,  zum  Teil  zehnmal  größer  als  das 
Korn  der  übrigen  Gemengteile,  zuweilen  randlich  chloritisiert,  viele 
stark  metallisch  glänzende  Magnetitkörner  nebst  zahlreichen  Büscheln 
von  S  i  1 1  i  m  a  n  i  t.  Das  Gestein  ist  somit  als  ein  s  i  1 1  i  m  a  n  i  t-  und 
granatführender  Hornfels  zu  bezeichnen. 

a)  D  i  s  t  h  e  n  —  Feldspat  —  Hornfels. 

Weiter  bergaufwärts  am  Nordgehänge  der  nördlichsten  (fünften) 
Felskuppe  des  Zdiarberges,  das  gegen  Unter-Hosterlitz  abdacht,  wurde 
in  dortigen  Hohlwegen  ein  feinkörniger  Hornfels  zutage  anstehend 
getroffen,  worin  die  Menge  des  Disthen  so  vorherrschend  wird, 
daß  er  mit  dem  inuig  verwachsenen  Feldspat  sowie  dem  dazwischen 
in  Lagen  eingeschalteten  Quarz  zu  den  Hauptgemengteilen  gestellt 
werden  muß,  dagegen  fleischroter  A  n  d  a  1  u  s  i  t  nur  Nebengemengteil 
ist.  Akzessorisch  sind  sehr  viele  Körnchen  und  Oktaederchen  von  Mag- 
netit im  ganzen  Gestein  allüberall  eingesprengt  (der  gern  zu  Limonit 
höher  oxydiert),  auf  Strukturflächen  warzenförmiger  Ilmenit  und  schließ- 
lich spärliche  Aggregate  des  Muskovit. 

Der  erst  u.  d.  binok.  M.  erkennbare  Disthen  tritt  in  überaus 
feinen  Nadeln  und  Fasern  zu  Büscheln  und  gedrehten  Strähnen  ge- 
ordnet auf,  zuweilen  ist  er  radialfaserig  und  rosettenförmig,  die  Aggre- 
gate des  öfteren  zu  einem  Filz  verwoben ;  seine  Nadeln  erscheinen 
säulenförmig,  weiß,  grau  und  erbsgelb,  ihre  Lage  zur  alten  Schieferungs- 
ebene kann  eine  beliebige  sein.  Es  wechseln  Lagen  des  Feldspats 
mit  dem  filzigen  und  büscheligen  sowie  strähnigen  Disthen  verwachsen 
.einerseits,  und  mit  den  Quarzlagen  anderseits,  dabei  sind  die  feinen 
Disthenfasern  meist  parallel  zur  Schieferungsebene  gestreckt  und  darin 
kreuz  und  quer  gelagert.  Derselbe  ist  oft  in  überaus  feinschuppigen 
Serizit  umgewandelt. 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  erkennen  wir,  daß  diese  Felsart 
wesentlich  aus  Feldspaten ,  und  zwar  Orthoklas  nebst  Plagioklas 
besteht,  um  dessen  Kristalle  und  Körner  sich  ein  nadeliges  und 
säuliges  Mineralaggregat  flaserig  herumlegt,  beziehungsweise  dasselbe 
scheinbar  umfließt  sowie  die  Feldspate  durchspießt.  Quarz  scheint  bis 
auf  einige  Einschlüsse  in  den  Feldspaten  ganz  zu  fehlen,  Glimmer 
suchen  wir  vergeblich.  Das  nadel-  und  säulenförmige  Mineral  erkennen 
wir  mit  völliger  Gewißheit  als  Disthen. 

Der  letstere  ist  im  durchfallenden  Licht  weingelb  und  blaßblau ; 
der  Pleochroismus  zwischen  bläulich,  hellgelb  und  farblos  wechselt; 
im  Habitus  langnadelig  und  säulenförmig  nach  c,  ohne  terminale 
Kristallflächen,  gewöhnlich  zackig  abgebrochen  oder  pinselähnlich 
ausgefasert;  fast  durchwegs  Zwillinge,  selbst  die  feinsten 
Nadeln   sind   Zwillingshäftlinge    nach    dem  Gesetz  Zwillingsebene    M, 

Jaiirbucli  d.  k-  k.  geol.  Reicli.sanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)       2 


10  Franz  Kretschmer.  1 10] 

Drehungsachse  die  Normale  darauf,  sehr  häufig  nach  Art  der  Plagioklase 
polysynthetisch  wiederholt ;  auch  staurolithähnlicheDurch- 
kreuzungszwillinge  nach  (212)  und  anderen  Flächen,  jedoch  nicht 
in  gleicher  Vollkommenheit  wie  am  Staurolith.  Die  Spaltbarkeit  durch 
scharfe  Längsrisse  parallel  (100)  markiert,  ist  sehr  vollkommen,  die 
Spaltrisse  nach  (010)  weniger  vollkommen,  hierzu  tritt  noch  eine  basische 
Absonderung  nach  (001)  fast  immer  vorhanden,  jedoch  die  groben 
Risse  spärlich  eingeteilt.  Die  Lichtbrechung  ist  hoch  n  =  1*72,  daher 
das  hohe  Relief,  wodurch  sich  die  Disthenaggregate  von  ihrem  feld- 
spatigen Untergrunde  scharf  abheben;  die  Doppelbrechung  7  — a  =  0*013 
nach  Maßgabe  der  intensiv  goldgelben  Interferenzfarben,  dagegen 
Y--ß  nur  0-007.  Die  Achsenebene  geht  durch  den  ebenen  spitzen  Winkel 
von  (100)  und  ist  zirka  33°  gegen  c  geneigt,  die  spitze  negative 
Bisektrix  steht  fast  senkrecht  auf  (100).  Die  gemessene  Auslöschungs- 
schiefe auf  M  (100)  wurde  <£  c  :  c  33°  gefunden,  dagegen  ist  die  schiefe 
Auslöschung  auf  T  (010)  mit  5 — 8°  ermittelt  worden. 

Der  Orthoklas  ist  durch  seine  Aggregatpolarisation  bemer- 
kenswert, er  ist  da  und  dort  braun  und  schwarz  bestäubt,  auch  ent- 
hält er  öfters  als  Einschluß  einzelne  Quarz k ristalle  der 
komb.  Form  co  P  .  i?  .  — j?  deutlich  unterscheidbar;  selten  ist  er  mit 
zahllosen  punktartigen  Quarzkörnchen  granophyrisch 
durchlocht. —  Der  nicht  zu  häufige  Plagioklas  ist  durch  seine 
überaus  feinen  Zwillingslamellen  nach  dem  Albitgesetz  charakteri- 
siert, was  auf  dessen  sauren  Charakter  schließen  läßt.  Der  Anda- 
lusit  gehört  bloß  zu  den  Nebengemengteilen,  er  ist  in  der  Regel  so 
stark  mit  Graphitstaub  erfüllt,  daß  er  völlig  schwarz 
und  undurchsichtig  wird,  was  seine  Feststellung  erschwert,  das 
Relief  der  Andalusitkörner  erhebt  sich  nur  wenig  über  deren  feld- 
spätige  Umgebung;  die  Schnitte  desselben  sind  in  der  Regel  unregel- 
mäßig, des  öfteren  aber  auch  quadratisch  geformt.  —  An  die  Disthen- 
aggregate gebunden,  finden  wir  häufig  größere  Kristalle  und  Körner 
von  opakem  schwarzem  Magnetit. 

Die  Struktur  dieser  Hornfelse  ist  nicht  richtungslos,  vielmehr 
tritt  die  alte  Schieferuug  in  einer  angenähert  parallelen  Anordnung 
des  faserigen  Disthen  hervor,  worin  auch  die  nematoblastische 
Struktur  des  Gesteins  begründet  erscheint.  Die  vorstehend  geschil- 
derten Gemengteile  stoßen  entweder  stumpf,  zumeist  aber  etwas 
zackig   aneinander,   stehen  also  unter  sich  im  Hornfelsverband. 

b)  Andalusit— Plagiökla  s— Ho  ruf  eis  nächst  dem  unteren 
Serpentinbruch  bei  Buschin. 
In  nicht  minderem  Grade  charakteristisch  und  von  hohem  Inter- 
esse sind  jene  Hornfelse,  die  sich  unmittelbar  im  Liegenden  und 
Hangenden  des  Serpentinstockwerkes  dicht  unterhalb  Buschin  am 
linken  Steilufer  des  Jokelsbaches  ausbreiten  und  insbesondere  am 
Liegenden  des  Serpentins  vorzüglich  aufgeschlossen  sind.  Diese 
überaus  dichten  Gesteine  sind  infolge  von  Pressungen  im  hohen  Grade 
zerklüftet,  demzufolge  kleinklüftig  und  würfelig  spaltbar,  übrigens  sehr 
zähe  und  fest,  von   muscheligem    bis   unebenem    Bruch;   ihr  Korn  ist 


Ml]       Der  metamorphe  Dioritgahbrögang  im  Schnee-  und  Rielengebirge.         11 

jedoch  so  klein,  daß  der  Mineralbestand  durch  das  «binok.  Mikr.  an 
Streupräparaten  nicht  aufgelöst  werden  kann.  Gelegentlich  entwickeln 
sich  darin  Schinitze  und  Lagen  grobkörniger  Gneisglimmerschiefer; 
als  weitaus  vorwaltender  Typus  ist  jedoch  ein  überaus  dichter,  grün- 
lichgrauer Hornfels  vertreten,  welcher  ebenfalls  durch  die  diori- 
tisch-gabbroide  Kontaktmetamorphooe  zu  Hornfels  geworden. 

Das  mikroskopische  Dünnschliff bild  gestaltet  sich  folgender- 
maßen: Als  Hauptgemengteile  sind  deutlich  zu  erkennen  Quarz, 
Feldspat  und  Audalusit,  die  sich  betreffs  ihrer  Mengenverhält- 
nisse das  Gleichgewicht  halten  und  ein  teils  mittelkörniges,  stellen- 
weise mehr  feinkörniges  Gemenge  vorstellen;  darin  liegen  durch  den 
ganzen  Schliff  verbreitet  zahllose  Skelette  (keine  Kristalle)  von 
Hornblende,  ferner  sind  zu  nennen  Graphitpartikeln,  in  der  Regel 
als  Einsschluß  im  Andalusit;  eingesprengt  sind  ferner  Magnetit  in 
modellscharfen  Kristallen  und  ,  schlackenähnlichen  Ilmeuitformen. 
Zwischenräumlich  der  Körner  gedachter  Hauptgemengteile  ziehen  sich 
überaus  feinkörnige  Schmitze  hindurch,  welche  auf  das  Bin  de- 
mittel des  Ursprungsgesteines  hinweisen,  womit  örtlich  Pa- 
rallelstruktur angedeutet  wird,  beziehungsweise  Körnerreihen  ergibt. 
—  Außerdem  ist  der  Schliff  von  merkwürdigen  Adern  nach  ver- 
schiedenen Richtungen  durchzogen,  welche  mit  Skeletten  der  Horn- 
blende, kleinsten  Kristallen  von  Andalusit,  Körnchen  von  Quarz  und 
Feldspat  sowie  feinsten  Graphitteilchen  erfüllt  sind,  es  sind  dies 
zweifellos  sekundäre  Infiltrationen.  Durch  die  mehr  oder  weniger  im 
Gestein  angereicherte  Hornblende  empfängt  dasselbe  einen  graugrün- 
lichen Stich.  Uebrigens  herrscht  in  unserem  Gestein  Hornfelsver- 
band,  teils  mit  stumpfem  Anstoßen  der  Körner,  namentlich  der  An- 
dalusite,  teils  nicht  mit  verzahntem,  wohl  aber  buchtigem  Ineinander- 
greifen. Glimmer  fehlen  dem  Gestein  gänzlich. 

Den  Feldspat  im  vorliegenden  Gestein  müssen~wir  wohl  größten- 
teils dem  Plagioklas  zurechnen;  es  sind  meist  isometrische,  zum 
Teil  weizenkornähnliche  Körner  mit  und  ohne  Zwillingslamellen  nach 
dem  Albitgesetz,  selten  auch  Periklingesetz.  Die  Auslöschungsschiefe 
in  Schnitten  -L  P  und  M  beträgt  <£  10  bis  16°  gegen  die  Trasse  der 
meist  schmalen  Lamellen  gemessen,  entsprechend  71%  Ab-\-29°/0  An, 
bis  64%  Ab-\-36°/0  An,  was  basischen  Oligoklas  bis  sauren 
An  de  sin  bestimmen  läßt.  Viele  Feldspate  erscheinen  infolge  Ver- 
witterung braun  bestäubt. 

Selbstredend  ist  es  auch  in  diesem  Falle  das  Kontaktmineral,  der 
Andalusit,  dem  sich  unser  spezielles  Interesse  zuwendet;  er  ist 
teils  in  quadratischen  Querschnitten,  teils  in  rechteckigen  Längsschnitten 
zu  sehen,  also  automorph  nach  (110);  die  gute  Spaltbarkeit  liefert 
in  den  Querschnitten  überaus  feine,  sich  rechtwinkelig  kreuzende 
Spaltrisse,  wodurch  sie  eine  gewisse  Aehnlichkeit  mit  Basisschnitten 
farbloser  Pyroxene  erhalten ;  öfter  erscheinen  jedoch  die  Schnitte  zu- 
gerundet oder  sonst  verstümmelt.  Die  geschilderten  Säulchen  ent- 
sprechen dem  Verhältnis  Dicke  zur  Länge  1  :3  und  enthalten  massen 
haft  nicht  näher  bestimmbare  schwarzbraune  Punkteinschlüsse,  die 
man  als  kohlige  Substanz  deutet?  Andere  Einschlüsse  bestehen 
aus  einzelnen  Quarzkörnern  und  Sk  eletten  der  Hornblende. 


12  Franz  Kretschmer.  I  121 

Im  Schliffe  erscheint  unser  Andalusit  farblos,  aschgrau  und  schwarz- 
braun bestäubt,  ohne  Pleochroismus ;  Lichtbrechung  n  =  164,  daher 
merklich  höheres  Relief  als  im  Quarz,  die  Doppelbrechung  auf  (010) 
7 — a  =  0011  demzufolge  sattgelbe  Interferenzfarben,  also  höher  als 
im  Quarz,  der  optische  Charakter  ist  negativ. 

Die  saftgrüne  Hornblende  bringt  nur  mannigfaltige  Skelette 
zustande,  oder  es  kommt  nur  zur  Ausbildung  kleiner  Körner,  niemals 
vermag  sie  das  ihr  eigentümliche  Prisma  zu  bilden,  obwohl  sie  intensiv 
grasgrün  gefärbt  ist,  ihr  Pleochroismus  sehr  schwach  oder  gar  nicht 
vorhanden,  sowie  sie  auch  dergestalt  schwach  doppelbrechend  ist,  daß 
sie  kaum  auf  das  polarisierte  Licht  einwirkt.  Dieses  Verhalten  der 
Hornblende  ist  für  Kontaktgesteine  charakteristisch. 

Es  kann  nach  obiger  Zusammensetzung  kein  Zweifel  darüber 
obwalten,  daß  wir  es  im  vorliegenden  Gestein  mit  einem  echten 
glimmerfreien,  andalusitführenden  Hornfels  zu  tun  haben. 

c)  Andalusithornfelse   in  den  Steinbrüchen    nächst  dem 
Daubrawitzer  Hof  bei  Nieder-Eisenberg. 

An  den  südwestlichen  Ausläufern  des  Bergrückens  „Horaa  ge- 
nannt, befinden  sich  oberhalb  des  Daubrawitzer  Wirtschaftshofes,  rechts 
am  Wege  nach  dem  fürstlichen  Hegerhause  zwei  große  Steinbrüche, 
welche  das  Schottermaterial  für  die  Reichs-  und  Bezirksstraßen  der 
Umgebung  liefern,  an  jener  Stelle  wo  die  neue  geologische  Spezial- 
karte  (1:75.000)  Phyllit  verzeichnet. 

Diese  Gesteine  von  eminent  praktischer  Bedeutung  hat  Verf. 
als  Hornfelse  erkannt;  sie  sind  überaus  feinkörnig  und  dicht,  dabei 
ungemein  zähe  und  hart,  grobschiefrig,  in  dicken  Bänken  abgelagert, 
von  muscheligem  Bruch,  das  allgemeine  Schichtenstreichen  ist  2  h, 
das  Einfallen  im  ersten  Bruche  8  h,  im  zweiten  Bruche  20  h,  demzu- 
folge die  Schichten  daselbst  einen  Spezialsattel  formen.  Eine  Unter- 
suchung u.  d.  biuok.  M.  an  Streupräparaten  vermochte  nur  soweit 
Aufklärung  zu  bringen,  daß  in  den  gedachten  Steinbrüchen  zwei 
Gesteinsmodifikationen  herrschend  sind,  und  zwar  ein  bläulichgrau 
meliertes  überaus  dichtes  Gestein,  das  heißt  ein  Hornfels, 
dem  wir  sogleich  unten  folgend  eine  Dünnschliff-Untersuchung  widmen 
wollen,  dagegen  ist  die  zweite  Felsart  ein  rötlichgrau  m  eliertes 
Gestein,  worin  wir  mikroskopisch  viele  Granatkörner  erkennen, 
das  also  als  ein  granatführender  Hornfels  zu  benennen  wäre. 
Die  Strukturflächen  des  ersteren  Hornfelses  sind  mit  Kalzit  überrindet, 
demzufolge  derselbe  mit  HCl  lebhaft  braust  und  wobei  eine  ansehn- 
liche Menge  von  FeCl  gelöst  wurde. 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  von  dem  bläulichgrauen  Hornfels 
beobachten  wir  krummlinig  verlaufende  Körnerreihen  von  Andalusit 
und  Quarz  als  Hauptgemengteilen,  zwischen  deren  Körnern  sich  ein 
fast  submikroskopisches  Aggregat  hindurchschlängelt,  das 
wahrscheinlich  aus  kleinsten  graphitischen  und  quarzigen  sowie 
andalusitischen  Partikeln  besteht,  das  allem  Anscheine  nach  aus 
dem  Bindemittel  des  sedimentogenen  Ursprungsgesteins  entstanden 
ist;  dasselbe  Aggregat   läßt  zum  Teil  eine   lagenweise  Anordnung 


[131       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         ];-} 

erkennen  und  verrät  dadurch  die  ursprüngliche  Schieferung,  die 
im  fertigen  Ilornfels  verschwunden  ist.  Im  Schliff  regellos  verteilt 
finden  sich  nest-  und  aderförmig  angehäufte  Aggregate  von  gelbbraunem 
Titanit  (Grothit)  nebst  feinhaarigem  rotbraunem  Rutil,  welche  in 
ihrem  Innern  noch  Relikte  von  Ilmenit  bewahren,  die  uns  betreffs 
der  abgelaufenen  Umwandlungen  nicht  im  Unklaren  lassen.  Ak- 
zessorisch sind  modellscharfe  Kristalle  von  Magnetit  und  mannigfaltig 
gefaltete,  skelettartige  Ilmenitformen  und  vereinzelte  Körner  von 
Plagioklas,  dagegen  Biotit  und  Muskovit  gänzlich  fehlen. 

Während  den  übrigen  Gemengteilen  (bis  auf  den  Magnetit)  auto- 
morphe Ausbildung  mangelt,  eignet  solche  dem  Andalusit  im  hohen 
Grade;  derselbe  bringt  vorwiegend  quadratische  Basisschnitte,  weniger 
parallelogrammische  Längsschnitte  zur  Geltung,  welche  zusammen  dem 
gedrungenen  Prisma  (110).  (001)  entsprechen.  Die  Spaltbarkeit  nach 
(110)  ist  in  den  quadratischen  Querschnitten  nicht  zu  erkennen,  da- 
gegen bemerkt  man  in  den  Längsschnitten  sehr  feine  parallele  Längs- 
risse. Im  Dünnschliff  aschgrau,  ohne  Pleochroismus;  Achsenebene  ist 
(010)  spitze  Bisektrix  a  —  c,  der  optische  Charakter  ist  negativ,  gerade 
Auslöschung  parallel  zu  den  Prismenkanten,  Lichtbrechung  n=  164, 
demzufolge  gegen  Quarz  höheres  Relief,  dagegen  die  Doppelbrechung 
auf  (010)  etwa  wie  Quarz  7 — a  =  0*007,  dagegen  auf  (oOl)  nur  y — ß 
=  0005,  daher  die  graublauen  Interferenzfarben.  Besonders  charakteri- 
stisch ist  die  Anordnung  der  graphitischen  Einschlüsse, 
womit  fast  alle  Individuen  dicht  erfüllt  sind,  sie  sind  in  der  Regel 
zentral  angehäuft,  hingegen  die  Ränder  der  Kristallschnitte  frei 
bleiben ;  außerdem  sind  die  Andalusitschnitte  von  einer  Unmasse 
kleinster  Quarzkörnchen  poikilisch  durchwachsen,  so  daß  sie 
fast  gänzlich  durchlöchert  aussehen.  —  Die  aus  den  kleinsten  Indivi- 
duen zusammengefügten  Titanitaggregate  sind  in  Form  von 
Nestern  und  Adern  (Grothit),  selten  in  Einzelkristallen  (farbloser 
Titanit),  akzessorisch  Rutil  durch  den  ganzen  Schliff  verbreitet.  Daß 
diese  Menge  Titansäure  nicht  in  dem  toniggrauwackigen  Ursprungs- 
gestein vorhanden  war,  ist  klar,  zweifellos  ist  sie  später  durch  die 
dioritisch-gabbroide  Kontaktmetamorphose  zugeführt  worden. 

Die  Struktur  des  Gesteins  entspricht  dem  pflasterartigen 
Hornfelsverband,  es  findet  insofern  kein  stumpfes  Anstoßen 
der  Körner  statt,  als  sie  unmittelbar  vor  dem  geschilderten  umgewan- 
delten Bindemittel  umschlossen  werden.  Somit  stellen  es  Struktur  und 
Mineralführung  außer  allen  Zweifel,  daß  wir  es  in  den  Steinbrüchen 
beim  Daubrawitzer  Hof  mit  einem  für  Eruptivkontaktgebilde 
so  überaus  charakteristischen  Andalusithornfels  zutun 
haben.  —  Das  zweite  in  denselben  Schotterbrüchen  vorkommende, 
ebenfalls  für  Beschotterungszwecke  ausgebeutete  Gestein  müssen  wir 
demnach  als  einen  granatführenden  Andalusithornfels 
bezeichnen. 

Mit  vorstehenden  Untersuchungen  ist  der  Nachweis  erbracht,  daß  in 
der  Umgebung  des  Serpentinstockwerkes  ßuschin — Taubenberg — Zdiar- 
berg  teils  Andalusit-Plagioklas-Hornfelse,  teils  Disthen-Feldspat-Horn- 
felse  vorherrschend  sind,  welche  den  dioristischgabbroiden  Ganglakkolith 
in  seinem  Liegenden  begleiten  und  den  Serpentinfels  rings  umschließen. 


14  Franz  Kretschmer.  fl41 

Am  L i n k s g e h ä n g e  des  Tschödrichertales  ist  der 
kontaktmetamorphiseh  beeinflußte  Schi  ef  e  rmantel  auf  der  Anhöhe 
Straznitza  bei  Hosterlitz  rund  700  m  mächtig  und  zeigt  folgende 
Entwicklung : 

Zunächst  treffen  wir  auf  dem  Feldwege,  welcher  aus  dem  Ober- 
dorf nach  der  Straznitza  führt 

1.  stark  verwitterte  Tonschiefer  und  Phyllite, 

2.  rostigbraungelbe  granatführende  Muskovitschief er 
blättrig  und  schiefrig. 

Bevor  wir  in  den  Hochwald  am  Ostgehänge  des  Wolfsberges 
(Kote  568  m  der  Spezialkarte  1  :  75.000)  eintreten,  finden  sich   weiter 

3.  dichte  dunkelgraue  An  dal  u  sithornf  eise  mit  eingespreng- 
ter Hornblende  und  Biotit, 

4.  dichter  erbsgelber  Biotithornfels  mit  neugebildetem 
Granat,  harzglänzendem  Staurotith,  Turmalin  (Schörl)  und 
mettallisch  glänzendem  Magnetit  eingesprengt.  Alsdann  beschließen 
diese  Reihe  der  Kontaktgebilde: 

5.  dichter  erdfarbiger  und  erbsgelber  normaler  Hornfels  mit 
spärlichem  Biotit  und  Muskovit,  viel  eingesprengtem  Magne  tit,  der 
gern  zu  Limonit  verwittert.  Solcher  Hornfels  ist  besonders  mächtig 
entwickelt  in  der  Zone,  welche  unmittelbar  an  die  Gabbroamphibolite 
am  Liegendsaalbande  der  Dioritgabbroganges  anstößt. 

Der  Hornfelszone  sind  Hornblendeschiefer,  beziehungsweise  Am- 
phibolite  von  geringer  Mächtigkeit  eingelagert;  die  Breite  der  ersteren 
beträgt  auch  hierorts  beiläufig  600  m. 

Der  große  Dioritgabbrogang  zeigt  auch  im  Tschödrichertal 
eine  Breite  von  rund  2  hm  und  besitzt  genau  wie  bei  Buschin  außer 
den  beiden  Amphibo  litzügen  am  Liegend-  und  Hangend-Saal- 
bande  eine  auffallend  mächtige  Gabbroamphibolitzone  in 
zentraler  Lage,  welche  ungefähr  600  m  in  der  Breite  mißt  und 
speziell  in  der  Waldstrecke  Bukowa  und  auf  der  Karlovahora  mit 
ihren  dunklen  und  wild  zerklüfteten  Felsmassen  zutage  ansteht. 

Die  gewaltigen  Dioritmassen  in  der  bezeichneten  Lokalität  sind 
als  quarzführender  Hornblendebiotit-Diorit,  und  zwar  in 
zweiVarietäten  vertreten :  einer  dunkle  n  mit  viel  tombakbraunem 
Biotit,  dann  einer  hellen  Varietät,  darin  der  letztere  zurücksteht, 
dagegen  Plagioklas  sich  mehr  in  den  Vordergrund  schiebt,  dem 
sich  Quarz  zugesellt.  Beide  Varietäten  enthalten  als  Gemengteile 
grüne  und  braune  Hornblende  mit  dem  Biotit  innig  verwachsen, 
akzessorisch  sind  viele  Körner  und  Kristalle  von  braun-  und  goldgelbem 
Titanit  sowie  auch  Rutil  häufig  mit  dem  Biotit  verwachsen,  Magnetit 
scheint  nicht  zu  fehlen.  In  der  hellen  Dioritvarietät  überwiegt  die 
Menge  der  Hornblende  den  Biotit;  auf  ihren  Verwitterungsflächen 
kann  man  deutlich  unterscheiden,  daß  die  Menge  des  Quarzes  gegen 
diejenige  des  Plagioklases  wohl  zurücksteht,  aber  immerhin  sehr  er- 
heblich ist;  schätzungsweise  besteht  unser  Gestein  aus  50°/0  Hornblende 
und  Biotit,  30%  Plagioklas  und  20%  Quarz.  Solcher  Quarzglimmer- 
diorit  ist  namentlich' auf  der  Kariowanora  in  1*5  m  mächtigen,  nach  2  h 
streichenden,  20  h  fallenden  Bänken  abgesondert  und  hier  in  großen 


[15]      Der  metaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  15 

nackten  Felsmassen  zutage  anstehend,  so  daß  in  dieser  Lokalität  als 
auch  am  Wolfsberg  Gelegenheit  geboten  wäre,  den  Diorit  in  großen 
Werkstücken  für  die  Steinindustrie  auszubeuten. 

Daß  Kalksilikatfelse  unter  den  durch  unseren  Ganglakko- 
lithen  hervorgerufenen  Kontaktgebilden  nicht  fehlen,  überzeugte  sich 
Verf.  im  Nie  kl  es  graben,  wo  man  am  Hangenden  des  gedachten 
großen  Dioritgabbroganges  an  der  Grenze  gegen  die  Serpentinfels- 
massen des  großen  Lerchberges  Kontaktgebilde  beobachtete,  welche 
insbesondere  durch  ihre  ausgebreitete  E p i d o t-  und  Granatbildung 
charakterisiert  sind.  Dieses  Gestein  besteht  im  vorliegenden  Falle 
aus  einem  überaus  feinkörnigen  Gemenge  von  neugebildetem  Epidot, 
Granat,  Pyroxen  (Diopsid?),  Plagioklas  nebst  Chlorit,  akzess. 
Titanit  und  Ilmenit,  worin  sich  viel  Kalzit  als  Reste  der  Ursprungs- 
gesteine erhalten  hat.  —  Indem  die  Hauptkomponenten  dieser  Kon- 
taktgebilde auseinander  treten,  wird  Epidot f eis  nebst  Granat f eis 
ausgebildet,  oder  Epidot  und  Granat  folgen  sich  in  abwechselnden 
Lagen  und  Trümmern,  so  wie  auch  das  Kontaktgestein  bloß  durch 
Epidot  gelbgrün  oder  durch  Granat  orangerot  gefleckt  ist.  Speziell 
der  Epidotgranatfels  ist  stellenweise  mehr  oder  weniger  porös 
und  erhält  dadurch  das  Aussehen  eines  Sinterungsproduktes.  Die  ge- 
dachten Kontaktgesteine  brausen  stark  mit  Säuren,  welche  Reaktion 
ebenfalls  auf  die  Anwesenheit  eines  bedeutenden  Kalzitgehaltes  hinweist. 

Diese  Kalksilikatfelse  sind  jedenfalls  auf  die  dioritisch-gabbroide 
Kontaktmetamorphose  zurückzuführen  und  nicht  etwa  auf  die  Einwir- 
kung der  ultrabasischen  Eruptivgesteine  (Serpentinstöcke),  weil  die 
Möglichkeit  der  Kontaktmetamorphose  bereits  früher  erschöpft  war, 
denn  die  gedachten  Kontaktgebilde  hatten  bereits  vor  den  ultraba- 
sischen Nachschüben  ihre  vollkristalline  Beschaffenheit  erlangt. 

Querprofil   des  metamorphen  Dioritgabbroganges  im  oberen 
Marchtal  oberhalb  Hannsdorf. 

Ein  großartiges  natürlichesQuerprofil  durch  den  gedachten 
gigantischen  Ganglakkolith  und  seiner  symmetrischen  kontakt- 
metamorphen  Schieferumwallung  liefert  das  obere  Marchtal  zwi- 
schen Hannsdorf  und  Blaschke,  welches  hier  als  typisches  Quertal 
verläuft,  vervollständigt  durch  die  instruktiven  Aufschlüsse  längs  der 
mährischen  Grenzbahn,  und  zwar  tiefe  Felseinschnitte  und  große 
Tunnelanlagen. 

Unmittelbar  westlich  der  Station  Hannsdorf  bis  zur  nächsten 
Wegübersetzung  stehen  tonschieferähnliche  Phyllite  an,  die 
von  Minettefelsgängen  durchsetzt  werden;  nun  folgt  eine 
mächtige  Partie  muskovit-biotit  reicher  Schiefergneise 
und  zuletzt  jene  Hornfelszone,  welche  sich  gegen  die  Kolonie 
Weinberg  fortsetzt,  womit  die  sedimentogene  kontaktmetamorphische 
Gesteinsserie  abschließt.  —  Nun  folgt  die  mächtige  Masse  der 
Gabbroamphibolite  des  Liegendzuges,  darauf  liegt  der 
dunkle  grobkörnige  Hornblendebiotit diorit,  welcher  von  hier 
über  Waltersdorf,  Hohenseibersdorf,  Kratzdorf  gegen  NNO  fortstreicht, 
Der  Hornblendebiotitdiorit  läßt  auch  hier  durchwegs  NW-Fallen  seiner 


16  Franz  Kretschmer.  Mg"] 

dicken  Bänke  erkennen  und  liegt  darin  der  Blaschker-Tuunel.  Am 
Westausgange  des  letzteren  beginnt  jene  mächtige  Partie  der  han- 
genden Gabbroamphibolite,  welche  bei  dem  Bahnviadukt 
nächst  den  letzten  Häusern  von  Blaschke  die  Bahnstrecke  übersetzt, 
hier  auf  ungefähr  100  m  vorzüglich  durch  den  Felseinschnitt  auf- 
geschlossen ist  und  daselbst  Glaukophani te  umschließt,  welche 
bisher  gänzlich  unbekannt  geblieben  sind,  daher  weiter  unten  der 
Gegenstand  eingehender  Untersuchung  werden  sollen.  Die  Amphibolit- 
zone  streicht  konform  dem  allgemeinen  Gangstreichen  nach  NNO  mit 
steilem  Westfallen. 

Um  den  symmetrischen  Bau  der  sedimentären  Schiefer- 
umwallung zu  vervollständigen,  setzt  nun  eine  eingeklemmte,  steil 
aufgerichtete  Partie  von  blauschwarzem  glimmerschieferähnlichem 
Phyllit  ein,  speziell  bei  Woitzdorf  mit  südöstlichem,  also  gegen  die 
Dioritgabbrozone  gerichtetem  Einfallen. 

Vor  und  hinter  dem  langen  Woitzdorfer  Tunnel  finden  wir 
rote  Muskovit-Augengneise  mit  NW-Fallen;  sie  sind  feldspat- 
reich und  halten  bis  zum  westlichen  Ausgang  der  Station  Grumberg- 
Mohrau  an,  wo  sie  steil  aufgerichtetes  SO-Fallen  darbieten.  Nun  über- 
setzt die  Bahn  die  March,  verläßt  das  rechte  Ufer  und  entwickelt 
sich  am  linken  und  hier  stehen  beim  Gasthause  Langer  typische 
graue  Biotitaugengneise,  welche  sehr  feldspatreich,  über 
Kleinmohrau  hinaus  in  mächtiger  Zone  verbreitet  sind  und  steiles 
wechselndes  Einfallen  ihrer  Bänke  beobachten  lassen.  Diese  Augen- 
gneise gehören  bereits  jener  ausgebreiteten  Zone  von  Intrusivgneisen 
an,  aus  denen  der  meridionale  Koppenzug  des  Spieglitzer  Schnee- 
gebirges aufgebaut  erscheint.  — 

In  dem  Erosionsgraben,  welcher  hinter  der  Eisenbahnstation 
Hannsdorf  gegen  die  einsame  Kolonie  W7einberg  (am  Römerberge 
Kote  666  m)  hinaufführt,  kann  die  kontaktmetamorphische  Gesteinszone 
unseres  Ganglakkolithen  in  guten  Aufschlüssen  studiert  werden.  Daselbst 
sind  am  linken  Grabengehänge  hauptsächlich  einförmige  Hornfelse 
verbreitet,  dagegen  am  Rechtsgehänge  mannigfaltige  sedimentäre 
Schiefergneise  in  nackten  Felsmassen  zutage  anstehen,  und  zwar 
solche,  die  reich  sind  an  tombakbraunem  Biotit,  andere  aber  neben 
kleinschuppigem  Biotit  viel  großschuppigen  Muskovit  führen ;  demselben 
sind  Lager  von  Felds pat-Amphiboliten  eingeschaltet.  — 

Oben  pag.  7  erwähnte  Liegendphyllite  mit  ihren  Kalk- 
steinlagern lassen  sich  einerseits  in  der  Richtung  gegen  SSW  längs 
des  Marchtales  bis  dicht  vor  Ober-Eisenberg  verfolgen;  anderseits 
gegen  NNO  füllen  sie  die  Gebirgsrinne  des  Mittelbordtales  und  des 
Ramsauer  Joches  aus  und  verbreiten  sich  innerhalb  der  stehenden 
Gebirgsfalte  (Sattel  und  angrenzende  Mulde)  zwischen  Goldenstein 
und  Mährisch-Altstadt.  — 

Die  Fortsetzung  der  Phyllite  am  Hangenden  finden  wir 
einerseits  süd  süd  we  stli  ch  bei  Niklesdorf,  wo  sie  als  Glimmer- 
schiefer ausgebildet  von  mächtigen  Serpentinstöcken  durchbrochen 
werden,  in  derselben  Richtung  finden  wir  sie  an  der  Buschiner 
Querstörung  auf  dem  Berge  Hambalek;  anderseits  in  nord  nord- 
östlich er    Streichsrichtung    hat     sie    Verf.    bei   Neudorf  und    vor 


[171      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  17 

Neu-Rumburg  zwischen  dem  Dioritgabbrogang  und  der  weit  verbreiteten 
Zone  grobkörniger  bunter  Biotitrauskovitgneise  eingeklemmt  gefunden. 
—  Westlich  Kunzendorf  am  Kunzenberge  und  seinen  süd- 
lichen Ausläufern  lagern  zunächst  den  Dioritmassen  :Graphithaltige 
Amphibolite,  Glimmerschiefer  und  dunkle  Phyl  lite  als 
auch  helle  Hornfelse,  demnach  eine  Schichtenserie,  wie  wir  sie 
am  entgegengesetzten  Saalbande  unseres  gangartigen  Lakkolithen, 
nämlich  auf  dem  Klein-  und  Groß-Würbener  Gebirgssattel  mit 
seinen  Graphitflözen  weiter  unten  antreffen  werden.  — 

Gabbro-Amphibolite   und   Gabbro-Glaukophanite    nächst  Blaschke   im 

oberen  Marchtal. 

Längs  der  Eisenbahnstrecke  Hannsdorf — Grulich  im  oberen  March- 
tal stoßen  wir  bei  dem  ersten  Eisenbahnviadukt  oberhalb  der  Halte- 
stelle Blaschke  auf  den  hangenden  Amphibolitzug  Unseres 
großen  Dioritgabbroganges,  welcher  daselbst  durch  einen  tiefen  Fels- 
einschnitt vorzüglich  aufgeschlossen  ist.  Der  Amphibolitzug  ist  an 
dieser  Stelle  ungefähr  120  m  breit  und  ist  hauptsächlich  aus  Feld- 
spat-Amphiboliten,  untergeordneten  Hornblendeschiefern 
zusammengesetzt,  welche  deutlich  Bankung  und  Schieferung  erkennen 
lassen,  sie  stehen  fast  am  Kopf  oder  schießen  steil  nach  Westen 
ein.  —  Dann  fallen  uns  sofort  die  hellblaugrünen  Glaukopha- 
nite  auf,  die  6  bis  8  m  mächtige  Einschaltungen  bilden  und  mit  den 
schwarzgrün en  Amphiboliten  in  Wechsellagerung  stehen,  sowie 
sie  am  Liegenden  und  Hangenden  unseres  Amphibolitzuges  in  gleicher 
oder  auch  stärkerer  Mächtigkeit  auftreten,  oder  sie  setzen  unregel- 
mäßig mehr  oder  weniger  umfangreiche  Zonen  zusammen.  Bei  genauer 
Betrachtung  finden  wir  auch  die  dunklen  Amphibolite  von  den  hell- 
blaugrün gefärbten  Glaukophaniten  in  Adern  und  Trümmern 
durchzogen. 

Der  makroskopische  Befund  ergibt,  daß  der  Glaukophanit  als 
ein  grünblaues  und  blaugraues,  weiß  gestreiftes  oder  weiß  geflecktes, 
dickbankiges  und  dickschiefriges  Gestein  mit  dichtem  bis  feinkörnigem 
Gefüge  erscheint.  Die  beiden  Hauptgemengteile  Glaukophan  und 
Feldspat  stehen  teils  im  innigen  Gemenge,  teils  in  lagenweiser 
Anordnung;  hierzu  gesellen  sich  Relikte  von  gemeiner  Horn- 
blende und  geringe  Mengen  von  Ilmenit.  U.  d.  binok.  Mikr.  erkennt 
man  an  Streupräparaten,  daß  der  Glaukophan  teils  blättrigen,  teils 
stengeligen,  weniger  einen  ausgesprochen  prismatischen  Habitus  be- 
sitzt, welcher  bis  zur  Feinblättrigkeit  und  Feinfasrigkeit  herabsinken 
kann ;  die  Blätter  und  Fasern  meist  parallel,  aber  auch  verworren 
und  verfilzt  angeordnet;  seine  Farbe  ist  im  Auffallicht  hellblaugrau  bis 
tiefblaugrau,  im  Durchfallicht  hellblau  bis  farblos;  diese  Farben  über- 
gehen in  anderen  dieser  Glaukophane  in  hellblaugrau,  beziehungsweise 
gelblichgrün;  der  Strich  ist  bläulichgrau,  Glasglanz  herrschend,  auf 
Spaltflächen  Perlmutterglanz.  —  Inmitten  der  Glaukophanaggregate 
findet  man  eine  schwarzgrüne,  schilfig-stengelige  gemeine  Horn- 
blende von  ausgesprochen  prismatischem  Habitus,  es  sind  dies  jedoch 
nur  Ueberreste,   mit   dem   Glaukophan   durch   regelrechte   Ueber- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)      3 


18  Franz  Kretschmer.  Mgl 

gänge  verknüpft.  —  Der  Feldspat  ist  weiß  oder  violettrosa  gefärbt 
und  in  Form  unregelmäßiger  Körner  mit  dem  Glaukophan  innig  ver- 
wachsen oder  in  selbständigen  Lagen  und  Streifen  konzentriert,  als 
auch  mit  den  Glaukophanlagen  in  vielfach  wiederholter  Wechsel- 
lagerung verknüpft.  Zu  den  untergeordneten  Gemengteilen  gehört 
der  haarbraune  Ilmenit,  davon  die  Feldspat-Glaukophanite  zahllose 
Einzelnkörnchen  und  viele  braune  Flecken  (Häufchen)  enthalten,  und 
zwar  nicht  nur  im  Glaukophan,  sondern  teilweise  auch  im  Feldspat. 
Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  findet  man,  daß  der  Glaukophan 
teils  in  rundlichen  und  unregelmäßigen  Körnern  und  Lappen,  als  auch 
in  langprismatischen  Kristallen  ausgebildet  ist,  und  zwar  letztere  begrenzt 
von  oo  P  (110)  ä  124«  30',  terminal  von  P  (Hl).  P  co  (101);  andere 
Kristalle  von  oo  P  (110).  oo  P  co  (100),  wobei  die  Prismen  mit  ihren 
Hauptachsen  parallel  der  Lagen,  beziehungsweise  Schieferungsebene  ge- 
streckt erscheinen,  demzufolge  man  im  Querschliff  meist  Querschnitte 
der  Prismen  zu  sehen  bekommt.  (Siehe  nebenstehende  Textfigur  2) ; 
derselbe  zeigt  ferner  ausgezeichnete  prismatische  Spaltbarkeit  nach 
oo  P  (110)  mit  dicht  gedrängten  Spaltrissen  bis  zur  Feinfasrigkeit  und 
scharfmarkierte  Querabsonderung  senkrecht  c.  Zwillingsbildung  nach 
cc  P  oo  (100),  oft  in  mehrfach  wiederholten  Lamellen  eingeschaltet, 
sowie  auch  Zwillingsbildung  nach  o  P  (001),  worauf  die  scheinbar 
hemimorphe  Ausbildung  an  den  beiden  Enden  zurückzuführen  ist.  — 
Unter  den  größeren  Glaukophankristallen  findet  man  solche,  welche 
quer  zur  Hauptachse  zerbrochen  sind  und  sodann  später  mit  Feldspat- 
masse wieder  ausgeheilt  wurden.  Verwachsungen  des  Glaukophan  mit 
Hornblende  sind  allgemein  verbreitet,  wie  unter  X  Nikols  aus  den  ent- 
sprechenden Interferenzfarben  hervorgeht;  hierbei  findet  man,  daß  die 
Längsschnitte  der  Kristalle  an  den  beiden  Enden  der  e-Achse  violett 
aus  Glaukophan,  dagegen  die  Mitte  grün  aus  Hornblende  bestehen; 
oft  sind  zahlreiche  violette  und  himmelblaue  Lamellen  des  Glaukophan 
parallel  den  Spaltrissen  nach  oo  P(110)  der  grünen  Hornblende  einge- 
schaltet was  an  Perthit  erinnert;  umgekehrt  sind  grüne  Lamellen  der 
Hornblende  dem  violetten  Glaukophan  interponiert,  daher  dem  Antiperthit 
ähnlich ;  wiederum  andere  Kristalle  sind  auf  grünem  Grunde  himmel- 
blau gefleckt  und  umgekehrt.  Hieraus  ersehen  wir  die  innige  Durch- 
dringung der  Hornblende-  und  Glaukophanmoleküle  und  die  Ausbildung 
der  glaukophanartigen  Hornblende.  —  Die  Auslöschungsschiefe  wurde 
an  zahlreichen  Kristallen  auf  (010)  gemessen  und  zumeist  <£  c :  c  = 
10°  im  spitzen  Winkel  ß  gefunden,  es  ist  also  die  derc-Achse  zunächst 
liegende  Bisektrix,  Achse  der  kleinsten  Elastizität  c,  y  liegt  in  der 
Längsrichtung,  zum  Unterschiede  von  dem  ähnlich  gefärbten  Riebeckit. 
Lichtbrechung  n  =  165,  Doppelbrechung  ist  7  —  a  =  0*022.  Der 
Pleochroismus  ist  in  den  sehr  dünnen  Schliffen  a  gelblichgrün,  b  hellblau, 
c  blaugrün,  also  die  Absorption  c  ^>  b  ^>  a.  Ebene  der  optischen 
Achsen  ist  die  Symmetrieebene.  Nach  diesen  Eigenschaften  zu  schließen 
gehört  unser  Glaukophan  zu  jener  Reihe  von  Uebergangsgliedern, 
welche  in  der  Richtung  nach  der  grünen  Hornblende  liegen.  Manche 
dem  Feldspat  zunächst  liegende  Aggregate  von  Glaukophan  enthalten 
eine  Menge  von  eingewandertem  haarbraunem  Ilmenit,  der  jedoch 
teilweise  zu  weißem  Leukoxen  umgewandelt  ist.  An  manchen  größeren 


[191       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         19 

Lappen  des  Glaukophan  konnte  ich  die  Umwandiung  in  Chlor it 
feststellen  in  der  Weise,  daß  sich  parallel  den  Spaltrissen  des  Glan- 
kophan  parallelblättrige  Aggregate  von  schwächer  lichtbrechendem 
lauchsrünem  Klinochlor  einschalten. 


Fig.  2. 

Querschnitte  des  Glaukophan. 


Längsschnitte  des  Glaukophan. 


Glaukophan 
violett 


(m)R 


*/*A* 


Hornblende 
grün 


Glaukophan 
violett 


Pöö(lOl) 


Poo  (101) 


Sericit 


Zerbrochener  großer  Glaukophan. 


w 


^W) 


Glaukophan 
violett 


Sericit 


Glaukophan 
violett 


Der  Feldspat  der  mit  Glaukophan  wechselnden  Feldspatlagen 
ist  in  größeren  Körnern  entwickelt,  derselbe  ist  farblos,  zeigt  aber, 
wie  in  Gabbrogesteinen,  gewöhnlich  eine  fleckweise  auftretende  aus- 
gebreitete haarbraune  Färbung,  die  von  staubf  örm  ig  en  lnterposi- 
tionen  herrührt,  welche  dem  Ilmenit  angehören  und  zum  Teil  opake, 
rundscheibenförmige  und  quadratische  Durchschnitte  erkennen  lassen. 

3* 


20  Franz  Kretschiner.  [20] 

Daß  es  sich  tatsächlich  um  Ilmenit,  keinesfalls  Magnetit  oder  Hämatit 
handelt,  geht  unzweifelhaft  daraus  hervor,  daß  man  bei  abgeblendeten, 
Spiegel  deutlich  die  Umwandlung  in  milchweißen  Leukoxen  verfolgen 
kann. 

Unter  X  Nikols  macht  man  jedoch  die  überraschende  Wahrneh- 
mung, daß  sich  an  Stelle  des  Feldspates  eine  überaus  feinschuppige 
bis  dichte  Mineral masse  ausbreitet,  welche  im  hohen  Grade 
die  Erscheinung  der  Aggregatpolarisation,  von  geringer  Licht-  und 
starker  Doppelbrechung,  ganz  ähnlich  dem  Muskovit,  daher  die  leuch- 
tenden Interferenzfarben  zeigt;  vom  Feldspat  selbst  und  seiner  Textur 
ist  keine  Spur  mehr  übriggeblieben.  Es  besteht  kein  Zweifel  darüber, 
daß  diese  parallelblättrigen,  zum  Teil  rosettenförmigen,  überaus  win- 
zigen Aggregate  zum  größten  Teile  dem  Serizit  angehören.  Andere 
Feldspatkörner  sind  in  feinkrümelige  und  erdige  Masse  umgewandelt, 
die  nur  sehr  schwache  Aggregatpolarisation  in  niedrigen  Interferenz- 
farben darbietet,  was  auf  sehr  schwache  Licht-  und  Doppelbrechung 
hinweist,  dieselben  sind  wohl  zum  Kaolin  zu  stellen.  Magnetit  ist 
nur   in   sehr   vereinzelten  würfeligen  opaken  Kristallen   eingesprengt. 

Unter  der  Einwirkung  der  Atmosphärilien  schreitet  die  Serizi- 
tisierung  und  Kaolinisierung  der  Feldspäte  stetig  weiter  fort,  bis 
schließlich  im  einzelnen  Falle  ein  weißes  bis  grünlichweißes 
Gestein  übrigbleibt,  bestehend  aus  einer  feinschuppigen  und 
feinstengeligen  sowie  feinerdigen  Masse,  deren  Lamellen  und  Stengel 
weiß,  undurchsichtig  sind,  nur  in  dünnen  Blättchen  und  an  den  Kanten 
farblos  und  durchsichtig  sind,  der  Bruch  flachmuschlig  und  feinerdig, 
mit  dem  Fingernagel  ritzbar,  Härte  2*0  ... .  spezifisches  Gewicht  2*3 
— 2-4,  fühlt  sich  mager  an  und  hängt  nicht  an  der  Zunge.  In  der 
vorwiegend  weißen  Mineralmaße  von  Serizit- Kaolin  bemerkt  man 
stellenweise  zeisiggrüne  und  gelbgrün  gefärbte  Minerallaggregate, 
welche  wohl  noch  Überreste  von  Glaukophan,  beziehungsweise  des 
Klinochlor  darstellen.  Zahlreiche  sporadisch  verteilte,  schwarzbraune 
Flecken  dürften  sich  wohl  als  Häufchen  von  Ilmenit  zu  erkennen 
geben.  — 

Bezüglich  der  Glaukophanbildung  sind  wir  nach  Maßgabe 
der  mikroskopischen  Beobachtungen  zu  dem  Schlüsse  berechtigt,  daß 
sich  dieselbe  epigenetisch  in  den  Feldspat-Amphiboliten  und  Horn- 
blendeschiefern in  der  Weise  vollzieht,  daß  zunächst  immer  mehr 
Hornblende-Individuen  der  Glaukophanisation  anheimfallen,  bis  diese 
ersteren  nur  noch  in  wenigen  Resten  erhalten  geblieben  sind  und 
schließlich  das  Glaukophangestein  daraus  hervorgeht.  Betrachtet  man 
die  Erscheinungsweise  der  Amphibolitmassen  in  dem  tiefen  Felseinschnitt 
nächst  der  Eisenbahnhaltestelle  Blaschke  und  die  Verteilung  der 
Glaukophanite  innerhalb  der  ersteren,  so  scheint  der  Prozeß 
der  Glaukophanisation  von  den  örtlichen  Gesteins- 
klüften und  -Spalten  ausgegangen  zu  sein,  die  heute  noch 
bestehen  oder  vor  der  Adjustierung  dieser  Gesteinsmassen  früher  hier 
bestanden  haben,  längs  welchen  die  Glaukophanbildung  sich  vollzogen 
hat.  Allmählig  sind  davon  immer  größere  Gesteinspartien  erfaßt 
worden,  bis  der  Prozeß  schließlich  durch  die  ganze  Masse  der 
Glaukophanite    gediehen    ist;    derselbe    wurde    insbesondere   an    den 


[211     Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         21 

Grenzflächen,  das  ist  am  Liegenden  und  Hangenden 
der  gabbroiden  Amphibolitzone  begünstigt,  wo  wir  tatsächlich  die 
mächtigeren  Glaukopanitlager  feststellen  konnten.  — 

Auf  Grund  obiger  Untersuchungen  und  Beobachtungen  hat  sich 
Verf.  seine  Ansicht  über  die  Entstehung  unserer  seriziti- 
si erten  und  kaolinisierten  Glaukophanite  dahin  gebildet, 
daß  die  Glaukophanisation  der  Gabbroamphibolite  frühzeittig  nach 
der  Intrusion  des  großen  metamorphen  Dioritgabbroganges  und  seiner 
ultrabasischen  peridotitischen  und  yproxenitischen  Stockgefolges  ein- 
setzte, und  zwar  ist  sie  hervorgebracht  worden  durch  juvenile 
Thermalwässer  und  Lösungen,  welche  im  Gefolge  der 
gedachten  Intrusionen  auftraten.  Die  Serpentinisierung  der 
Pyroxenite  und  Peridotite,  die  wir  weiter  unten  im  großartigen 
Maßstabe  kennen  lernen  werden  und  die  Glaukophanisation  der  Am- 
phibolite  sowie  die  Serizitisierung  und  Kaolinisierung  ihrer  Feldspate 
sind  zusammenhängende,  ursächlich  verknüpfte  Vor- 
gänge, welche  auf  posteruptive  Prozesse  zurückzuführen  sind  und 
in  diesem  Sinne  sich  als  Wirkungen  der  Kontaktmetamorphose  dar- 
stellen, die  jedoch  nicht  allein  exogen  die  Sedimente,  sondern  auch 
endogen  die  Intrusivmassen  selbst  ergriffen  hat.  — 

Eine  primäre  Entstehung  der  Glaukophangesteine  wie,  sie  von 
dem  Vorkommen  auf  Syra  und  Syfnos  (in  den  Kykladen)  behauptet 
wurde,  ist  für  unsere  Vorkommnisse  nach  ihrer  geologischen  Erschei- 
nungsweise und  deren  Verteilung  innerhalb  der  gabbroiden  Amphibolit- 
zone ausgeschlossen,  ebensowenig  ließen  sich  im  Dünnschliffe  u.  d. 
P.  M.  stichhaltige  Beweise  dafür  erbringen. 

Dagegen  führten  die  Untersuchungen  amerikanischer  Geologen  wie 
Ransomes1)  und  Lawson2)  zu  der  Auffassung,  daß  zwischen  den 
Eruptivgesteinen  und  glaukophanführenden  Gesteinen  genetische  Be- 
ziehungen existieren  müssen.  Die  beiden  genannten  Forscher  sprechen 
auf  Grund  ihrer  Beobachtungen  auf  der  Insel  Angel  im  Golf  von 
San  Francisco  die  Ansicht  aus,  die  Entstehung  der  dortigen  Glauko- 
phangesteine ist  auf  eine  kontaktmetamorphische  Wirkung  seitens  des 
Serpentins  und  anderer  basischer  Gesteine  zurückzuführen ;  was  mit 
den  oben  vom  Verf.  gemachten  Erfahrungen  in  naher  Übereinstimmung 
steht.  — 

Minettefels  und  seine  exogenen  Kontaktgebilde. 

Im  Gegensatz  zu  der  Erzart  „Minette"  (alter  Name  der  lothrin- 
gischen Eisenoolithe)  wird  hier  das  fälschlich  Minette  benannte  Gang- 
gestein  zum  Unterschied  „Minettefels"  genannt. 

Der  große  Liegendzug  von  Phylliten  in  der  Gebirg s- 
rinne  des  Mittelbord-  undMarchtales  ist  in  dem  großen 
Eisenbahnan schnitt  hinter  dem  Lokomotiv- Heizhause 
der  Station  Hannsdorf  in  einer  hoch  aufragenden  Felspartie 
aber  eine    ansehnliche   Fläche   vorzüglich   bloßgelegt.    Hier   ist    dem 


1    Univ.  of.  Calif.  Bull,  ot  the  Dep.  of  Geol.  V.  I.  N.  7,  pag.  211. 
2^  15.  Annual.  Report  U.  S.  Geol.  Survey  Washington  1895,  pag.  431. 


22  Franz  Kretschmer.  ("221 

Verf.  gelungen,  schwache  Gänge  von  Minettef eis  aufzufinden. 
—  Der  Phyllit  erscheint  hier  dunkelbraun,  fettglänzend  und  mehr 
oder  weniger  tonschieferähnlich,  das  Schichtstreichen  ist  h  2,  das 
Verflachen  h  20  und  h  21  unter  <C  45°.  Der  Minettefels  durchbricht 
diesen  Phyllit  im  speziellen  Falle  als  0-5  bis  1*25  m  mächtiger  Gang, 
dessen  Streichen  wohl  parallel  zum  Hauptstreichen  des  Nebengesteins 
gestreckt  ist,  dessen  Verflachen  jedoch  entgegengesetzt  steil  gegen 
SO  erfolgt  oder  derselbe  erscheint  am  Kopf  stehend. 

Der  Minettefels  hat  im  frischen  Zustande  eine  dunkel- 
grauschwarze  Farbe,  ein  meist  mittelgroßes  bis  fart  dichtes  Korn, 
darin  unter  den  Gemengteilen  auf  den  ersten  Blick  sofort  ein  tiefbrauner 
Biotit  auffällig  wird.  Derselbe  erscheint  als  ein  hypidiomorphkörniges 
Ganggestein  aus  der  Gefolgschaft  der  dioritisch-gabbroiden  Tiefen- 
gesteine unseres  großartigen  Ganglakkolithen  und  nach  der  Beobachtung 
an  Streupräparaten  u.  d.  binok.  M.  in  ausgezeichneter  Weise  durch 
die  Mineralkombination  Biotit-Amphibol-Orthoklas  als  Haupt- 
gemengteile charakterisiert;  akzessorisch  ist  eisenschwarzer  Magnetit 
und  speziell  ein  mehr  oder  weniger  hoher  Gehalt  an  Magnetkies, 
welche  das  hohe  spezifische  Gewicht  des  Gesteins  bedingen.  —  In 
anderen  Gangpartien  ist  die  Menge  des  tiefbraunen  Amphibols 
größer;  er  vermehrt  sich  auf  Kosten  des  Biotits  und  wird  alsdann 
zum  ersten  Hauptgemengteil ;  derselbe  ist  in  der  Regel  schlank  säulen- 
förmig, liegt  in  der  Gesteinsmasse  richtungslos  kreuz  und  quer  umher, 
des   öfteren    die    Säulen  bündeiförmig  aggregirt. 

Am  Biotit  ist  magmatische  Korosion  öfters  festzustellen,  er  ist 
gegen  Verwitterung  sehr  widerstandsfähig;  es  tritt  bloß  oberflächliche 
Bleichung  unter  Ausscheidung  von  Limonit  ein. 

Die  Umwandlung  des  Amphibols  kann  stufenweise  von  außen 
nach  innen  der  Individuen  fortschreitend  verfolgt  werden,  indem  ihr 
Fe203  in  2  Fe2Os  .  3  H20  übergeht  und  dadurch  eine  Gelbfärbung  her- 
vorgerufen wird  unter  Abscheidung  von  Karbonaten  und  Limonit  im 
Endstadium.  —  Als  jüngster  Gemengteil  ist  der  Feldspat  anzusehen, 
es  scheint  ein  nach  M  tafelförmiger  Orthoklas  vorzuliegen?  Bei  Be- 
handlung des  Gesteins  mit  Säuren  zeigt  sich  lebhaftes  Aufbrausen. 

Die  Gangstruktur  ist  eine  mehr  oder  weniger  konkre- 
tionäre,  so  daß  die  Verwitterung  wollsackähnliche  Blöcke 
und  viele  kopfgroße  Kugeln  und  Ovoide  liefert,  welche  aus  der 
übrigen  Gesteinsmasse  leicht  herausfallen.  Die  Oberfläche  dieser 
Blöcke  und  Kugeln  ist  in  der  Regel  mit  einer  kaffeebraunen,  bröck- 
ligen 0  5  bis  5  cm  dicken  Verwitterungsrinde  bedeckt,  welche 
sich  im  Anfangsstadium  auf  den  Zerklüftungsflächen  des  Eruptivgesteins 
bildet  und  auf  die  oberwähnten  Oxydationsprodukte  hinweist. 

Dünnschliff bild  des  Hornblende-Minettef elses. 

Die  Untersuchung  u.  d.  P.  M.  hat  man  an  Dünnschliffen  der 
herrschenden  feinkörnigen  Gesteinsart  ausgeführt.  Wir  finden  zunächst, 
daß  die  tatsächliche  Struktur  u.  d.  M.  eine  holokristallin-por- 
phyrische  ist  mit  Feldspat  als  Grundmasse,  darin  sich  eine 
Unmasse  von  kleinen  Kristallenen  basalt.  Hornblende  beteiligt,  die 


123]       l)er  metamorphe  Dioritgftbbrdgang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         23 

jedoch  mit  den  großen  Individuen  derselben  derartig  übereinstimmen 
und  durch  alle  Größen  miteinander  verknüpft  sind,  daß  man  unmög- 
lich von  einer  Wiederkehr  ihrer  Bildung,  oder  zwei  Generationen 
sprechen  kann.  Dasselbe  gilt  von  dem  Biotit,  welcher  den  dritten 
Hauptgemengteil  abgibt.  — 

Der  Feldspat  ist  ausnahmslos  ungestreift,  ohne  jede  Zwillings- 
bildung; regellos  geformt,  selten  sind  leisteuförmige  oder  rektanguläre 
Durchschnitte  auf  Begrenzung  durch  P  und  M  oder  oo  P  hinweisend, 
die  Lichtbrechung  n  =■  1-52,  die  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der 


Fig.  3. 
Barkevikitscknitte. 

Querschnitte. 


o  <o 


i  Glaskern. 


Längsschnitte. 


^\      sepiabraun 


goldgelb 


/ 


V 


v 


graublauen  Interferenzfarben  y —  a  =  0*006;  zuweilen  ist  ein  schwächer 
doppelbrechender  Kern  von  einer  stärker  brechenden  Anwachsschale 
umschlossen.  Größere  Individuen  dieses  Feldspates  befinden  sich  in 
einem  mehr  oder  weniger  fortgeschrittenen  Zustande  der  Umwandlung 
zu  zwillingstreifigem  Kalzit  und  stark  doppelbrechendem  schuppigem 
Serizit.  Nach  diesem  Verhalten  ist  der  Feldspat  ein  Orthoklas 
mit  beigemengtem  verstecktem  Plagioklas.  —  Die  frischen  Feldspäte 
enthalten  massenhaft  Einschlüsse  von  isotropem  farblosem  Gesteins- 
glas, die  öfters  so  unverhältnissmäßig  groß  sind,  daß  sie  zum  Wirt 
werden ;  hierzu  gesellen  sich  Einschlüsse  von  Hornblende-  und  Biotit- 
mikrolithen;  selten  ist  granophyrische  Verwachsung  mit  überaus  fein- 
körnigem Quarz;  solche  Erscheinungen  verweisen  auf  fortschreitende 


24  Franz  Kretschmer.  [241 

Entglasung  eingeklemmter  Magmareste  in  rasch  abgekühltem 
Gestein. 

Die  Hornblende  ist  im  Schliff  tiefbraun  (sepiabraun),  sie  er- 
scheint im  hohen  Maße  automorph,  von  langprismatischem  Habitus, 
ihre  Kombinationsformen  sind:  (110).  (011)  oder  aber  (110) .  (100) . 
(011)  häufig  auch  (1 10) .  (010) .  (Ol  1),  außerdem  anstatt  letzterem 
steile  Pyramide  als  Endbegrenzung ;  ohne  Zwillingsbildung.  —  Die 
Spaltrisse  nach  (HO)  sehr  zart  oder  ganz  fehlend;  die  Lichtbrechung 
ist  n  =  172,  die  Doppelbrechung  nach  den  düsteren  blaugrünen 
Interferenzfarben  y —  a  =  0-024,  es  komme  n  jedoch  die  letzteren 
wegen  der  tiefen  Eigenfarbe  nicht  immer  zur  Geltung.  Von  Quer- 
sprüngen aus  verbreitet  sich  in  den  großen  Individuen  eine  stärkere 
doppelbrechende  Hornblendesubstanz  mit  ?  —  a  =  0-030  nach  den 
goldgelben  Interferenzfarben  zu  schließen,  diese  löscht  jedoch  infolge 
Achsendispersion  nur  schwer  oder  in  keiner  Stellung  aus.  Die  Aus- 
löschungsschiefe <£.  c  :c  beträgt  im  Durchschnitt  8°  im  stumpfen  3C  ß, 
der  Pleochroismus  ist  kräftig  a  hellbraun,  b  braun  auch  gleich,  c  dunkel- 
braun bis  rotbraun ;  Zonarstruktur  derartig,  daß  ein  tiefdunkelbrauner 
Kern  von  einer  schwächeren  hellbraunen  Schale  umschlossen  wird, 
andere  Kristalle  in  solchen  Farben  gefleckt.  Die  großen  Hornblenden 
sind  mindestens  10-  bis  20  mal  größer  als  die  kleinen  Hornblende-Mikro- 
lithe.  Diesem  Verhalten  zufolge  ist  diese  Hornblende  eine  basaltische 
vom  Typus  Barkevikit. 

Die  zweite  Art  der  Hornblende,  welche  mit  der  ersten 
Art  durch  Uebergänge  verknüpft  ist  und  damit  im  Habitus  genau 
übereinstimmt,  ist  dagegen  sehr  blaßbräunlich  bis  farblos,  die  Licht- 
brechung viel  schwächer  als  in  der  I.  Art,  die  Doppelbrechung  ver- 
weist nach  den  weißlichen,  grüngelben  Interferenzfarben  hoher  Ordnung 
auf  y  —  a  =  0072.  Die  Auslöschungsschiefe  c  :  c  schwankt  um  5 — 8° 
im  stumpfen  <£  ß.  Pleochroismus  kaum  merklich,  Absorption  sehr 
schwach.  Diese  zweite  Art  basaltischer  Hornblende  dürfte  auf  mag- 
matischer  Differentiation  des  Moleküls  (Mg,  Fe)2  F±  Si2012  zurückzu- 
führen sein,  dadurch  eine  i^C^ -reiche  und  eine  daran  arme 
Varietät  der  Hornblende  zustande  kam.  Als  Einschlüsse  hat  man  darin 
Gesteinsglas  beobachtet,  das  sich  mitunter  stark  anreichert;  in 
Querschnitten  solcher  Hornblenden  wird  ein  farbloser  isotroper  Glas- 
kern, von  einer  Schale  farbloser  Hornblende  umschlossen. 

Der  Biotit,  welcher  makroskopisch  unter  den  Hauptgemengteilen 
vorherrscht,  tritt  im  Dünnschliff  an  dritte  Stelle,  vielleicht  ist  ein 
Teil  der  zarten  Lamellen  beim  Schleifen  herausgerissen  worden? 
Seine  Farbe  ist  intensiv  braungelb  (Terra  de  Siena),  dessen  Formen 
teils  hexagonal,  teils  rektangulär,  häufig  jedoch  infolge  magmatischer 
Korosion  durch  Einbuchtungen  und  Abrundungen  gestört;  Biegungen 
der  Lamellen  selten;  Schalenstruktur  ist  häufig  und  zwar  derartig, 
daß  auf  einen  großen  dunkelfarbigen  Kern,  eine  dünne  farblose  Schale 
folgt.  Zweiachsigkeit  unseres  Biotits  da  und  dort  sicher  erkennbar,  der 
Achsenwinkel  klein,  die  Lage  der  Achsenebene  ist  normalsymmetrisch, 
die  Auslöschung  erfolgt  zumeist  parallel  und  senkrecht  zu  den  Spalt- 
rissen, dessenungeachtet  ist  die  Bisektrix  zuweilen  wenig  schief  auf  der 
Basis,  das  beweist  die   kleine  Auslöschungsschiefe  von  etwa  3  bis  5° 


[25]       Dei'  metamorphe  Dioritgabbiogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         25 

in  einzelnen  Schnitten.  Der  Pleoehroismus  ist  c  braungelb,  b  dunkel- 
braungelb, a  hellstrohgelb,  demnach  die  starke  Absorption  c  <  b  >  a, 
die  Dispersion  u  >  p.  Umwandlung  nicht  beobachtet.  Nach  diesem 
Verhalten  ist  wohl  unser  Glimmer  zum  An o mit  zu  stellen.  Häufig 
findet  sich  letzterer  mit  der  Hornblende  verwachsen. 

Akzessorische  Gemengteile :  Apatit  in  zahlreichen  langen  Nadeln 
den  Feldspat,  zum  Teil  auch  die  beiden  anderen  Hauptgemengteile 
durchspießend  und  durch  den  ganzen  Schliff  verbreitet.  Magnetit, 
Magnetkies  und  Pyrit  finden  wir  ebenfalls  im  ganzen  Schliff  und  allen 
Hauptgemengteilen  eingesprengt ;  der  erstgenannte  zumeist  in  der 
Form  0  (111)  als  Zwillinge  nach  Spinellgesetz,  er  bildet  auch  Hanf- 
werke, der  Pyrit  als  <x>  0  oo  (100).  Olivin  und  Quarz  fehlen  dem 
Gestein.  Nach  der  obigen  Mineralkombination  ist  dasselbe  alsHorn- 
bleude-Minettefels  zu  benennen.  — 

Umwandlung  des  Gesteins  macht  sich  besonders  in  der  Weise 
geltend,  daß  ein  ansehnlicher  Teil  des  Feldspates  zu  stark  doppel- 
brechendem, überaus  feinschuppigem  Serizit  umgesetzt  erscheint; 
ferner  ist  der  Kalzit  in  großen  und  kleinen  Körnern  und  Kristallen 
im  Schliff  verbreitet;  derselhe  ist  meist  nach  —  i/2  72(0112)  gestreift, 
teils  ungestreift  und  verursacht  das  lebhafte  Brausen  bei  Behandlung 
des  Gesteins  mit  HCL  Die  Neubildung  Kalzit  dürfte  wohl  (wie  bereits 
oben  erwähnt)  teils  auf  den  versteckten  Plagioklas,  teils  auf  die 
beiden  Hornblenden  zurückzuführen  sein,  was  aus  den  gut  erhaltenen 
oder  bloß  durchschimmernden  Formen  und  Umrissen  der  gedachten 
Minerale  hervorgeht,  also  Pseudomorphosen  des  ersteren  nach  letzteren. 
Von  einer  primären  Ausscheidung  des  Kalzits,  sei  es  magmatisch  oder 
wie  neuerdings  von  anderer  Seite  behauptet  epimagmatisch,  kann  keine 
Rede  sein. 

Exomorphe  Kontakt metamorphose  am  Minettefels. 

Unter  den  durch  letzteren  kontaktmetamorphisch  veränderten 
Nebengesteinen  ist  ein  sehr  merkwürdiges  Gestein  vertreten,  das 
höchstwahrscheinlich  nur  aus  einem  Feldspat-Amphibolit  als 
Ursprungsgestein  hervorgegangen  sein  kann.  Es  hat  darin  allgemein 
Sinterung,  beziehungsweise  Drusenbildung  stattgefunden,  wo- 
durch das  Gestein  im  hohen  Grade  aufgelockert  und  porös  geworden 
ist,  so  wie  dasselbe  eine  bedeutende  Abnahme  des  spezifischen  Gewichtes 
erlitten  hat,  demzufolge  es  sich  in  Wasser  getaucht  unter  lebhaftem 
Zischen  und  starker  Bildung  von  Luftblasen  mit  Wasser  ansauft, 
welches  Verhalten  gewöhnlich  an  Erdbrandgesteinen  oder  künstlich 
gebrannten  Gesteinen  beobachtet  wird.  — 

An  Streupräparaten  u.  d.  binok.  Mikr.  erscheint  das  ganze  Gestein 
als  ein  lockeres  und  sandsteinartiges  Sinterungsprodukt,  und 
besteht  wesentlich  aus  Quarz-Fremdlingen,  welche  pseudoporphy- 
rische  große,  zumeist  wohl  gerundete  Körner  bilden,  häufig  aber  auch 
gegen  die  freien  Drusenräume  R. — R  entwickeln ;  die  Körner  ober- 
flächlich mit  dachziegelartig  gefalztem  Tridymit  bedeckt.  Jedenfalls 
hat  die  Menge  des  Quarzes  in  dem  veränderten  gegen  das  feldspat- 
arme Ursprungsgestein  eine  wesentliche  Zunahme  erfahren.  —  Im 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschmer.)      4 


26  Franz  Kretschnier.  [26] 

Gegensatze  zum  Quarz  scheint  die  Menge  des  Feldspats  abgenom- 
men zu  haben ;  die  Feldspatkörner  sind  wohl  randlich  angeschmolzen 
und  zugerundet.  —  Die  Hornblende  ist  zum  großen  Teil,  in  glatte, 
wohlgerundete  Körner  eines  kokkolithähnlichen,  lauch-  bis  tief- 
schwarzgrünen  Augit  umgewandelt;  die  Körner  sind  peripherisch 
angeschmolzen,  des  öfteren  bildet  der  Augit  eine  glasig  erstarrte, 
schlackenähnliche  Schmelzmasse,  wodurch  die  Quarz- 
und  Feldspatkörner  verkittet  wurden.  Bei  intensivster 
Hitzwirkung  werden  die  farbigen  Gemengteile,  und  zwar  in  diesem 
Falle  hauptsächlich  die  Hornblende,  mehr  oder  weniger  vollständig 
aufgelöst  und  resorbiert.  —  Neben  dem  neugebildeten  Augit  hat  auch 
eine  Neubildung  von  tiefschwarzgrünem  bis  schwarzem  PI eonast 
stattgefunden,  auch  der  in  großen  Körnern  anwesende  Magnetit 
ist  nicht  unberührt  geblieben,  sondern  verschlackt  worden  und  wir  sind 
erstaunt  über  diese  tief  einschneidenden  Wirkungen  der  Thermometa- 
morphose. 

Die  Aufschlüsse  des  Dioritgabbroganges  und  seiner  Schiefer- 
hülle  längs  der  Graupatalbahn  und  Graupatalstraße. 

Die  Graupa  ist  ein  tektonisches  Längstal,  sie  hat  ihr  Bett 
unterhalb  Mährisch  -  Altstadt  in  den  Liegend-Amphiboliten 
unseres  Dioritgabbroganges,  annähernd  parallel  dem 
allgemeinen  Streichen  ausgegraben,  wobei  die  Erosions- 
tätigkeit durch  die  große  Klüftigkeit  dieser  Massen  begünstigt  war. 
Durch  den  Bau  der  Lokalbahn  Hannsdorf— Mährisch  Altstadt  wurden 
speziell  die  Amphibolite  in  dem  Teile  zwischen  der  Haltestelle  Walters- 
dorf und  Hohen-Seibersdorf  durch  eine  Reihe  von  Anschnitten,  sowie 
4  größeren  und  tieferen  Einschnitten  vorzüglich  entblößt,  so  daß  man 
von  der  Struktur  und  Tektonik  dieser  Massen  ein  klares  Bild  empfängt. 

Die  Amphibolite  gliedern  sich  daselbst  hauptsächlich  in: 
Massige  Feldspat-Amphibolite  körnig, 
parallelstreifige   Feldspat-Amphibolite   körnig    und 
feinkörnige  bis  dichte  Amphibolite  und  Amphibol- 

s chief er,  untergeordnet  sind 
feinkörnige  rotviolette  Granatamphibolite. 

Das  allgemeine  Streichen  der  vorzüglich  gebankten  Massen  ist 
h  1  bis  h  2,  das  Einfallen  h  19  bis  h  20  unter  •£  45°,  jedoch  auch 
steiler  unter  <£  50 — 60°. 

In  dem  ersten  Eisenbahneinschnitt  oberhalb  der 
großen  Eisenbahnbrücke  über  die  Graupa  ist  eine  merk- 
würdige Ueber Schiebung  zu  sehen:  Die  Ueberschiebungskluft 
ist  30  cm  und  darüber  mächtig  und  mit  Zermalmungsprodukten  des 
Amphibolites  ausgefüllt,  darunter  liegt  eine  30  bis  50  cm  starke  Lage 
von  grobkörnigem  blaugrauem  Orthoklas-Plagioklasfels,  dem 
große  Biotittafeln  sparsam  eingewacsen  sind,  den  wir  als 
einen  Pegmatit  gabbroider  Abstammung  ansehen.  Weiter  unten 
folgt  nun  feinkörniger  Granatamphibolit  2— 3  m  mächtig  aus 
15  bis  25  cm  dicken   Bänken   aufgebaut.    Diese  Gesteine   werden   im 


[27]      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         27 

Hangenden  (oberhalb  der  Ueberschiebung)  von  rostigen  Amphiboliten, 
im  Liegenden  dagegen  von  frischen  Feldspat-Amphiboliten  umschlossen; 
diese  letzteren  werden  nun  ihrerseits  von  Quarzdioriten  der 
schiefrigen  Grenzfazies  unterteuft,  die  sich  am  südlichen 
Einschnitt-Ende  mächtig  einlagern. 

Die  geschilderten  Amphibolite  werden  durch  Querverwer- 
fungen (Sprünge)  gestört,  welche  nach  h  16  streichen  und  am  Kopf 
stehen,  sowie  sie  mit  limonitischen  Oxydationsprodukten  ausgefüllt  sind. 

Der  obenerwähnte  Pegmatit  ist  als  ein  Nachschub  des  gabbroiden 
Magmas  auf  den  erstgebildeten  Spalten  aufzufassen;  so  wie  der 
Granatamphibolit  an  der  Ueberschiebungskluft  seine  Entstehung  der 
endogenen  Kontaktmetamorphose  verdankt,  wobei  die  Gase  und  Lö- 
sungen des  basischen  Magmas  auf  der  gedachten  Kluft  ungehindert 
zirkulieren  konnten. 

Indem  zweiten  Bahneinschnitt  oberhalb  der  großen 
Eisenbahnbrücke  über  die  Graupa  und  in  dem  weiter  gegen 
die  Haltestelle  Hohen-Seibersdorf  folgenden  großen  Anschnitt  des 
linken  Talrandes  werden  die  Amphibolite  durch  hellgrüne  bis  grau- 
grüne und  weißgraue  feinkörnige,  schiefrige  Quarzdiorite  der 
Grenzfazies  unterteuft,  sie  sind  durchwegs  parallel-  und  feinstreifig 
sowie  stark  zerklüftet;  es  ist  dies  eine  besonders  verdichtete  Rand- 
bildung des  Diorits.  Das  allgemeine  Streichen  ist  h  2,  das  Einfallen 
h  20  unter  <£  60°.  Auch  hercynisches  Streichen  nach  h  6  und  h  7 
kommt  in  diesen  mächtigen  Dioritmassen  zur  Geltung.  Die  Amphibo- 
lite und  feinkörnigen  Dioritgneise  der  Randfazies  werden  daselbst 
durch  2  Querverwerfungen  (Sprünge)  getroffen,  deren  Streichen 
nach  h  17  und  h  18,  das  Einfallen  nach  h  12  unter  3C  70 — 80°  obser- 
viert wurde.  Derlei  Störungen  sind  überhaupt  in  den  Gabbroamphi- 
boliten  häufig  zu  beobachten. 

Oberhalb  derHaltestelleHohen-Seibersdorf,  bezie- 
hungsweise der  Brücke  über  den  Schnellbach  sind  die  Dioriteder 
Grenzfazies  (jenseits  des  Liegend- Amphibolitzuges)  in  dem  dortigen 
großen  Eisenbahn-Einschnitt  bloßgelegt;  es  sind  teils  gröbkörnige 
granoblastische  Gesteine  mit  zum  Teil  haselnußgroßen  Plagio- 
klasaugen,  teils  sind  sie  in  vorzüglich  parallelstreifiger  Struktur 
entwickelt;  als  untergeordnete  Einlagerungen  erscheinen  basische,  das 
heißt  gabbroide  Spaltungsprodukte,  die  in  Feldspat-Amphibolite  (zum 
Teil  granatführend)  umgewandelt  sind. 

Gedachte  Dioritmassen  werden  von  dem  erwähnten  Bahneinschnitt 
diagonal  überfahren,  ihr  Streichen  ist  h  1 — 2,  das  Verflachen  wider- 
sinnig nach  h  19 — 20  unter  <£  50°.  Ungefähr  in  der  Mitte  des  Ein- 
schnitts entdeckte  Verf.  unter  einer  streichenden  Spruugkluft,  oben 
und  unten  von  Diorit  umschlossen,  ein  merkwürdiges,  völlig  kon- 
kordant  eingeschaltetes  bm  breitesLager  von  grobkör- 
nigem Marmor;  dasselbe  enthält  spärlich  Diopsidkörner  ein- 
gesprengt und  ist  zum  Teil  in  Ophikalzit  umgewandelt;  dabei  jene 
insbesondere  an  den  Strukturflächen  angereichert  sind.  Das  Marmor- 
lager behauptet  eine  zentrale  Lage,  eine  Fortsetzung  desselben  bis 
zu  den  Schichtenköpfen  unter  dem  Rasen  fehlt.  Verf.  hält  dafür,  daß 
dieser  diopsidführende  Marmor  als   ein   sekundäres  Reaktion s- 


28  Franz  Kretscbmer.  [281 

ge bilde  zu  betrachten  ist,  das  an  der  Sprungkluft  zur  Entstehung 
gelangte,  wobei  das  Material  von  der  Entkalkung  der  Plagioklase  im 
Diorit  herhalten  mußte,  welche  im  Gefolge  der  Zeolitisierung 
des  Dioritplagioklases  auftrat.  Wir  werden  uns  weiter  unten 
an  den  Dioritdünnschliffen  überzeugen,  in  welch  weit  fortgeschrittenem 
Maße  die  Zeolithisieruiig  darin  um  sich  gegriffen  hat;  was  wir  dort  im 
Kleinen  wahrnehmen,  hat  hier  im  Großen  gewirkt.  — 

Parallelstreifiger  Quarzhornblendediorit. 

Am  unterenEndederBahnhaltestelleHohe n-S e i b e r s- 
dorf  sind  die  ausgezeichnet  parallelstreifigen  Diorite  in  einer  hohen 
Steilwand  (Eisenbahn-Anschnitt)  bloßgelegt,  welche  hier  besonders 
frisch  erscheinen,  weil  aus  großer  Felstiefe  stammend;  sie  gehören 
in  dieser  Lokalität  bereits  zu  den  sauren  Randbildungen. 

Die  Untersuchung  im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  bestätigte,  daß 
wir  es  tatsächlich  mit  einem  granatführenden  Quarzhorn- 
blendediorit parallel  geordneter  Gemengteile,  daher  schiefrig- 
streifiger  Struktur  zu  tun  haben;  bestehend  vorwaltend  aus 
groß  gewachsenen  Plagioklase n,  einem  zwischenräumlichen 
kleinkörnigen  Plagioklas-Quarzgemenge,  während  Ortho- 
klas ganz  fehlt;  dazwischen  liegen  reihenförmig  angeordnete  und  zur 
Schieferungsebene  parallel  langgestreckte  Aggregate  vorwaltender 
Hornblende  mit  dagegen  zurücktretendemBiotit  verwachsen, 
in  welchem  Hornblendebiotit-Aggregate,  zahlreiche  großgewachsene 
Granaten  eingeschlossen  sind.  Akzess  Magnetit  spärlich.  Diese 
Komponenten  sind  im  Vergleich  zu  den  Kerndioriten  bloß  kleinkörnig 
entwickelt,  welche  deshalb  nicht  größer  wachsen  konnten,  weil  sie 
seitlichen  Pressungen  während  ihrer  Kristallisation  unterworfen  waren 
und  aus  dem  Kampf  um  den  Raum  nicht  größer  hervorgegangen  sind. 
Bezüglich  der  Einzelheiten  der  gedachten  Komponenten  sei  auf  das 
Hauptgestein  in  dem  unten  folgenden  Abschnitt:  „Zentraler  Dioritkern 
längs  des  Kunzentales"  hingewiesen,  hier  seien  nur  in  Kürze  die 
wichtigsten  Details  angeführt.  — 

Die  großen  porphyrischen  Plagioklase  sind  meist  nach 
dem  Albit-,  zum  Teil  auch  Periklingesetz  verzwillingt,  die  Zwillings- 
lamellen meist  ungemein  scharf  und  lang  anhaltend,  gewöhnlich  die 
Peripherie  der  Plagioklase  lameliiert,  der  Kern  dagegen  homogen, 
es  sind  teils  dicke  Tafeln,  teils  runde  Körner.  Die  an  zahlreichen 
Schnitten  _L  P  und  M  gemessene  Auslöschungsschiefe  gegen  die  Zwil- 
lingsgrenze ergab  den  Durchschnittswert  von  39°,  entsprechend  27% 
Ab  -j-  70%  An,  also  ein  saurer  Bytownit  vorliegt.  Da  und  dort 
bemerkt  man  an  der  Peripherie  der  Plagioklase  ein  feinkörniges 
Quarzfeldspat-Aggregat,  eine  Folge  von  Pressungen  nach  der 
Kristallisation.  —  Die  Füllmasse  zwischen  räumlich  der  großen 
Plagioklase  besteht  aus  einem  granitisch-kleinkörnigen  Gemenge  von 
Quarz  und  meist  nicht  lamelliertem  Plagioklas,  welche  mit  tiefer  Ver- 
zahnung ineinander  greifen.  —  Von  Einschlüssen  des  großen 
Plagioklases  sind  anzuführen:  zahlreiche  Quarzscheiben  und  zarte 
Lamellen  des  Biotits. 


[291        Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebige.         29 

Die  Hornblende  ist  fast  gar  nicht  automorph,  vorherrschend 
sind  linsenförmige,  parallel  zur  Schieferung  längsgestreckte  Körner, 
unregelmäßige  und  langgezogene  und  gleich  wie  zerrissene  Lappen 
und  Fetzen  derselben ;  darin  bemerkt  man  stets  zahlreiche,  dicht 
gescharte  Spaltrisse  nach  (HO),  ihre  Farbe  im  Schliff  sattgrün, 
mit  dem  bekannten  normalen  Pleochroismus ;  Licht  und  Doppelbrechung 
normal,  doch  kommen  die  Interferenzfarben  wegen  der  tiefen  Eigen- 
farbe nicht  zum  Ausdruck,  die  Auslöschungsschiefe  gemessen  an  zahl- 
reichen Schnitten  nach  (OJO)  c  :  c  =  13°  im  spitzen  Winkel  ß.  Als 
Einschlüsse  der  Hornblende  sind  zu  nennen  Durchlochungen  von 
Plagioklas  und  Magnetit.  — 

Der  Bio  tit  bildet  zur  Schieferung  langgestreckte  Kristallamellen, 
unregelmäßige  Fetzen  und  Lappen,  er  ist  nur  klein  gewachsen  und 
tritt  stets  als  Begleiter  der  Hornblende  auf,  mit  welcher  er  parallel 
verwächst  und  sehr  feine,  dichtgescharte  Spaltrisse  parallel  (001) 
aufweist.  Die  Farbe  im  Schliff  gelbbraun  mit  bekanntem  Pleochroismus 
und  Absorption;  Höhe  der  Doppelbrechung  ähnlich  dem  Muskovit. 

Im  hohen  Grade  charakteristisch  ist  der  Granat,  welcher  den 
Hornblendereihen  inliegt,  davon  derselbe  umschlossen  oder  aber  gleichwie 
umkränzt  wird ;  die  Größe  seiner  Individuen  kommt  denen  der  Horn- 
blende nahe,  es  sind  zumeist  regelmäßige  Kristalle  der  Form  oo  0  (110) 
oder  nur  ovoide  Körner;  gewöhnlich  von  groben  Sprüngen  durch- 
zogen, die  in  allen  Schnitten  annähernd  gleiche  Richtung  besitzen 
und  auf  Druckwirkungen  hinweisen.  In  zahlreichen  Granaten  erweitern 
sich  solche  Sprünge  zu  Klüften,  in  welche  später  Hornblende 
hineingewachsen  ist,  als  deutlicher  Bewei  s  für  die  Aus- 
scheidungsfolge Granat  vor  Hornblende.  Uebrigens  ist  der 
Granat  blaßrosa  bis  farblos,  hohe  Lichtbrechung  bewirkt  dunkle  Ränder 
der  Talreflexion,   rauhe  Oberfläche,  hohes  Relief.  — 

Umwandlung.  Ein  namhafter  Teil  der  großen  Plagio- 
kiase  ist  durch  von  außen  nach  innen  fortschreitende 
parasitäre  Wucherung  gänzlich  oder  nur  teilweise  zerstört,  was 
insbesondere  in  den  lameliierten  Schnitten  auffällig  ist.  Das  überaus 
feinfaserige  Aggregat  wird  erst  bei  Anwendung  stärkster  Systeme 
aufgehellt,  dasselbe  ist  z  e  o  1  i  t  h  i  s  c  h  e  r  Natur,  die  gerade  Auslöschung 
liegt  in  der  Längsrichtung  der  Fasern,  die  Lichtbrechung  ist  auffallend 
niedrig  n  =  1-51,  dagegen  die  Doppelbrechung  stark  f — a  =  0*028, 
daher  die  grüngelbe  Interferenzfarbe  IL  Ordnung;  dazwischen  ver- 
zweigt sich  ein  Geäder  isotroper  Balken,  ähnlich  wie  im  Serpentin. 
Dieser  rhombische  Zeolith  dürfte  demnach  zum  Thomsonit  zu 
stellen  sein? 

Die  Hornblende  setzt  sich  randlich  und  an  den  Enden  ihrer 
ausgezogenen  Aggregate  in  lauch-  und  schwarzgrünen  Chlorit  um, 
welcher,  nach  den  charakteristischen  lavendelblauen  Interferenzfarben 
zu  schließen,  zum  Pennin  zu  rechnen  ist. 

Nach  den  obigen  Untersuchungs- Ergebnissen  ist  das  gedachte 
Gestein  als  ein  granatführender  Quarz hornblende-Diorit 
zu  bezeichnen,  der  infolge  des  auf  die  Gangmasse  senkrecht  zu  ihrer 
Längsstreckung  wirkenden  Druckes,  während  ihrer  Kristallisation,  eine 
ausgezeichnete    Parallelstruktur    und    wegen    des   beschränkten 


30  Franz  Kretschmer.  [30] 

Gang- Raumes  ein  kleinkörniges  Gefüge  annehmen  mußte.  Die 
Pressung  wirkte  senkrecht  zu  den  Saalbändern  des  Intrusivganges, 
der  eine  Gegenwirkung  durch  die  Belastung  seitens  der  Umwallung 
Widerstand  zu  leisten  hatte,  was  natürlich  eine  Erhöhung  des  in  der 
Gangmasse  herrschenden  Druckes  zur  Folge  hatte.  Auch  die  Fortdauer 
des  Instrusivdruckes  während  der  Epoche  der  Intrusion,  zu  einer 
Zeit,  wo  die  äußeren  Teile  des  gewaltigen  Ganges  bereits  mehr  oder 
weniger  erstarrt,  jedoch  die  inneren  Teile  noch  fluidal  waren  und 
erst  später  erstarrten,  hatte  die  fortgesetzte  Ausbildung  der  Parallel- 
struktur iu  den  äußeren  Gangteilen  bedingt.  Durch  die  großen  Plagio- 
klase  hervorgerufen  neigt  der  Verband  der  Hauptgemengteile  zur 
dioritporphyritischen  Struktur  hin.  Streng  genommen,  ist  das 
Gestein  mikroskopisch  ein  Quarzhornblendedioritphorphyrit, 
worin  der  Quarz  auf  die  zwischenräumliche  Grundmasse  beschränkt 
ist  und  unter  den  Einsprengungen  fehlt.  — 


Ueber  die  Hornfelse  im  Ostgeliänge  des  Graupatales. 

(Hierzu  das  Querprofil  Figur  4,  durch  den  Ebersdorfer  Graben). 

Den  charakteristischen  glimmerfreien  Hornfelsen,  welche  wir  bei 
Buschin  und  am  Zdiarberg  nächst  Nieder-Eisenberg  sowie  am  Wolfs- 
berg bei  Tschödrich  und  am  Römerberg  bei  Halbseit-Hannsdorf  kennen 
lernten,  begegnen  wir  wieder  auf  den  Gehängen  des  Hochlandes 
östlich  oberhalb  der  Einmündung  der  Graupa  in  die 
Mar  eh.  Dieselben  sind  hier  als  weißgraue  und  erbsgelbe,  feinkörnige, 
normale  Hornfelse,  das  heißt  als  Quarzfeldspatgemenge  bei  fehlen- 
dem Glimmer  mit  Hornfelsverband  ausgebildet.  Nur  hier  und  dort  findet 
sich  spärlich  sekundärer  Muskovit. 

In  dem  Graben,  welcherbeiderEisenbahnhaltestelle 
Hohen-Seibersdorfnach  Ebersdorf,  beziehungsweise  auf  das 
Hochland  von  Ebersdorf  und  Erzberg  führt,  sind  die  Hornfelse  in 
beiläufig  600  m  breiter  Schichtenfolge  entwickelt;  diese  lagern  zwischen 
den  Gabbroamphiboliten  des  Dioritgabbroganges  am  Grabenein- 
gange einerseits  und  der  Serpentinfelsmasse  am  Kirchberg  west- 
lich Ebersdorf  anderseits,  worauf  im  Liegenden  auf  der  Hochebene 
Gneisgliramerschiefer  und  P h y  1 1  i t e  nachfolgen,  welche  allmäh- 
lich in  Tonschiefer  übergehen;  letztere  umschließen  jene  mächtigen 
Kalkstein lager  beiderseits  des  Hannsdorfer  Tales  die  dem  Unter- 
devon zugerechnet  werden.  (Siehe  das  nebenstehende  Querprofil  Fig.  4.) 
Diese  sedimentogene  Schichtenserie  steht  durchwegs  im  konkordanten 
Verbände  ihrer  Glieder.  Die  Hornfelse  in  dieser  Lokalität  sind  vor- 
wiegend Muskovit-Plagioklas-Hornfelse,  welche  wesentlich 
aus  einem  feinkörnigen  Quarzfeldspatgemenge  mit  farblosem  Muskovit 
als  Hauptgemengteil  zusammengesetzt  und  untereinander  im  Hornfels- 
verband stehen ;  man  könnte  das  Gestein  füglich  auch  als  Hornfelsgneis 
bezeichnen.  — 

Ein  besonderes  Interesse  knüpft  sich  an  die  Hornfelse  des 
weiter  nördlich  liegenden  Krokereigrabens,  welcher  aus  dem 
Graupatal  ebenfalls  auf  das  Hochland  von  Ebersdorf  und  Weigelsdorf 


[31]       Der  metainorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengcbirge.  31 


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32  Franz  Kretschmer.  [32] 

führt.  Hier  fand  Verf.  am  Grabeneingange  abermals  mannigfaltige 
und  mächtige  Amphibolite,  die  zu  unserem  Dioritgabbrogang  an 
dessen  Liegendsalband  gehören.  Und  nun  folgen  im  Liegenden  mächtig 
entwickelt  charakteristische  Hornfelse,  und  zwar  größtenteils  Andalu- 
sit-Plagioklashornfelse,  diese  werden  in  ihrem  Liegenden  unter- 
teuft durch  Gneisglimmerschiefer,  welche  durch  Phyllite 
bis  in  Tonschiefer  allmählich  abklingen. 

Die  Hornfelse  im  Krokereigraben  sind  in  ungefähr  500  m  beiter 
Zone  entwickelt;  das  herrschende  Gestein  ist  ein  feinkörniger,  glimmer- 
freier Andalusit-Plagioklashornfels,  ein  blaßrosarot  gefärbtes 
Gestein,  dessen  mannigfaltige  Komponenten  der  Menge  nach  geordnet 
folgende  sind:  Quarz,  Andalusit  und  Feldspat  als  Haupt- 
gemengteile; ferner  Amphibolit  zum  Teil  als  Prismen  der  Form 
qo  P,  Granat  der  Formen  co  0  und  2  0  2,  säulenförmiger  Turmalin 
(Schörl),  Magnetit  der  Form  0,  als  Nebengemengteile  ganz  unter- 
geordnet Biotit  und  sekundärer  kleinschuppiger  Serizit  nebst  kleinen 
Körnchen  von  Titanit  (Grothit).  —  Die  Kristalle  des  Andalusit 
sind  langsäulenförmig  der  Form  (100) .  (001)  von  anscheinend  quadra- 
tischem Querschnitt,  auch  körnige,  seltener  radialstenglige  Aggregate, 
Bruch  uneben  und  splittrig,  blaßrosa  bis  rötlichgrau  herab,  starker 
Glasglanz,  durchsichtig  bis  durchscheinend,  ausgezeichneter  Pleochrois- 
mus,  und  zwar  c  =  b  farblos  bis  blaßgrünlich,  a  blutrot.  Der  Andalusit 
umwandelt  sich  öfters  in  Serizit,  der  Amphibol  wandelt  sich  gerne  in 
Biotit  oder  aber  in  zeisigrünen  Epidot  um.  —  Im  Gestein  und  auf 
Strukturflächen  schöne  Drusen  von  modellscharfen  flächenreichen 
Kristallen  des  Quarz,  Andalusit,  Granat  und  Magnetit.  An  der  Tages- 
oberfläche umherliegende  massige  Hornfelsblöcke  lassen  auf  ihren  Ver- 
witterungsflächen mehr  oder  weniger  deutlich  die  ursprüng- 
liche Schieferung,  auch  ausgezeichnete  Faltung  und  gekröse- 
artige Windungen  des  ursprüglichen,  dem  Grauwackenschiefer 
ähnlichen  Substrats  erkennen,  welch  erstere  bei  der  durchgreifenden 
Kontaktmetamorphose  des  fraglichen  Gebiets,  in  dem  frischen  Gestein 
gänzlich  verloren  gingen. 

Die  Schieferhülle  am  Heinzbach  bei  Heinzendorf. 

So  verdienstvoll  die  geologische  Karte  vom  niederschlesischen 
Gebirge,  speziell  die  Sektion  Glatz  im  allgemeinen  auch  ist,  so 
machen  sich  dessenungeachtet  in  den  Einzelheiten  störende  Fehler 
bemerklich,  welche  mit  Rücksicht  auf  das  große  zur  Kartierung  ge- 
langte Gebiet  wohl  zu  entschuldigen  sind.  So  zum  Beispiel  finden 
wir  westlich  Mährisch-Altstadt  zwischen  den  Kolonien  Zibulkafeld  und 
Stiepanau,  daß  die  dort  herrschenden  bunten  Zweiglimmergneise  des 
Spieglitzer  Schneegebirges  (Koppenzug),  ohne  Zwischenschiebung  der 
„Glimmerschiefer"  (unsere  Schieferhülle),  direkt  an  den  Dioritgabbro- 
gang anstoßen. 

Jedoch  gerade  in  dieser  Lokalität  liegt  unterhalb  Heinzen- 
dorf am  Mühlberg  (Kote  686m  der  Spezialkarte)  eine  sehr  merk- 
würdige Entwicklung  der  Schieferhülle  unseres  Ganglakkolithen  vor, 
welche   bei   der   oberwähnten  Kartierung    übersehen  wurde,    es   liegt 


[331       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         33 

nämlich  dort  auf  dem  Hornblendebiotit-Diorit  mit  granitisch 
grobkörniger  Struktur,  WNW  fallender  dicker  Bankung,  zunächst 
ein  mächtiger  Zug  von  Hornblendeschiefer  und  Amphibolit. 
Nun  folgen  Hornblendeschiefer  mit  untergeordnetem  Kalkstein 
und  Quarzit,  welche  wohl  bereits  der  Schief  erhüll  e  angehören. 
Der  Kalkstein  bildet  daselbst  ein  12  m  mächtiges  Lager  und  ist 
in  seiner  ganzen  Masse  zu  Ophikalzit  geworden,  vorwiegend  mit 
berggrünen,  olivengrünen,  mattglänzenden  und  wachsartigen  Varietäten 
des  Serpentin  (nach  Diopsid)  derartig  imprägniert,  daß  er  eine  fremd- 
artige berggrüne  Farbe  besitzt;  derselbe  ist  außerdem  stark  mit 
Antimon  glänz  nebst  Arsen  kies  eingesprengt.  — 

Auf  einer  in  diesem  berggrünen  Ophikalzit  aufgerissenen  Spalte 
haben  sich  schwere  Metalle  konzentriert,  und  zwar  ist  dieser  P]rzgang 
wesentlich  ausgefüllt  mit  einem  eisenhaltigen  Antimonglanz  und 
Arsen  kies  (Mißpickel),  ferner  Quarz,  untergeordnet  Rotnickelkies, 
Kobaltnickelkies,  Antimonnickelglanz  (?),  Zinkblende,  Bleiglanz,  Eisen- 
ocker, Antimonocker,  zuweilen  auch  Baryt  neben  viel  grauen  Letten 
den  restlichen  Kluftraum  ausfüllend.  Der  Gang  streicht  zwischen  3  h 
bis  5  h,  das  Einfallen  von  21  h  bis  23  h  unter  <£  55  bis  70°  wechselt, 
dagegen  die  geringe  Mächtigkeit  zwischen  (H5  bis  0'30w  schwankt1). 

Es  ist  wahrscheinlich,  daß  der  Kalkstein  im  Kontaktbereiche  des 
großen  Dioritgabbroganges  zunächst  eine  größere  Menge  Diopsid  auf- 
genommen hat,  der  dann  später  einer  Umwandlung  zu  Serpertin  an- 
heimgefallen ist,  wodurch  sich  die  Ausbildung  der  Ophikalzits  voll- 
zogen hat.  Wir  werden  noch  an  anderer  Stelle  derlei  Kalksteine 
kennen  lernen,  an  welchen  wir  die  Beweise  dafür  erbringen,  daß  die 
Kontaktmetamorphose  tatsächlich  diesen  Weg  genommen  hat.  —  In 
der  pneumatoly tischen  Periode  wurden  aus  dem  peridotitischen 
und  pyroxenitischen  Magmaherde  die  obenangeführten 
Schwermetalle  zugeführt,  womit  der  Kalkstein  eingesprengt  und 
der  oben  kürz  beschriebene  Antimon  -  Arsengang  ausgefüllt  wurde, 
welcher  sich  somit  als  echte  Kontaktlagerstätte  präsentiert. 


Schottersteinbruch  an  der  Graupatalstraße. 

(Hierzu  das  Längsprofil  Fig.  5  an  der  Steinbruchswand.) 

In  dem  Schottersteinbruche  ander  Graupatalstraße, 
0*4  km  unterhalb  Mähr. -Altstadt,  gewähren  die  erzielten  Auf- 
schlüsse insofern  ein  besonderes  Interesse,  als  hier  der  Kontakt 
zwischen  den  Liegend-Amphiboliten  unseres  Diorit- 
gabbroganges einerseits  und  den  Hornfelsen  anderseits 
bloßgelegt,  der  Beobachtung  zugänglich  erscheint,  man  sozusagen 
die  Hand  darauf  legen  kann.  Außerdem  sind  hier  noch  kleine  Sprünge 
zu  sehen,  von  denen  sowohl  Amphibolite  als  auch  Hornfelse  betroffen 
wurden.  (Siehe  das  umstehende  Längsprofil.)  Wir  sehen  an  der  Stein- 
bruchswand  zuunterst    links    Feldspatamphibolite ,    rechts    Amphibol- 


J)  Näheres  über  den  auf  diesem  Erzgange  umgebenden  Bergbau,  welchen 
Verf.  seinerzeit  markscheiderisch  kartiert  hat,  ist  zu  finden:  Jabrb.  d.  k.  k.  geol. 
R.-A.  1897,  47.  Bd.,  pag.  55. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschuier.)         5 


34 


Franz  Kretschmer. 


[34] 


schiefer;  darauf  lagern  zu  oberst  überall  charakteristische  glimmer- 
freie Hornfelse;  an  den  Sprungklüften  beobachten  wir  Auf-  und  Nieder- 
stülpungen  der  Bänke  und  Schichten  der  Eruptiva  und  Sedimente. 

Nachdem  die  Feldspatamphibolite  und  Amphibolschiefer  makro- 
skopisch keine  Veränderungen  wahrnehmen  lassen,  wollen  wir  uns 
mit  den  auffälligen  exomorphen  Kontaktgebilden,  den  Hornfelsen, 
befassen:  Die  Hornfelse  der  innersten  Kontaktzone 
unmittelbar  am  Kontakt  erinnern  auf  den  ersten  Blick  äußerlich 
an  die  Adinolen  der  Diabaskontakthöfe,  denen  sie  ähnlich  scheinen. 
Auf  1-5  bis  2-0  m  Mächtigkeit  von  der  Kontaktfläche  weg  sind  die 
Hornfelse  teils  hellgraugrün,  amphibolfüh  ren  d,  weiterhin  ins 

Fig.  5. 

Längsprofil  durch  den  Schottersteinbruch  an  der  Graupatajstraße 
unterhalb  Mähr.-Altstadt. 


1  =  Hornfelse. 


Bruch  sohle 

Gabbro- Amphibolschiefer.  —  3  =  Gabbro  Amphibolit. 


Hangende  klingen  sie  in  weißgraue  bis  erbsgelbe  und  hellbraune 
biotitarme  Hornfelse  und  endlich  in  normale  glimmerfreie 
Hornfelse  ab;  ihre  äußere  Struktur  ist  dickschiefrig  und  plattig,  in 
der  Regel  nach  der  früheren,  nun  versteckten  Schieferung  spaltend; 
von  splittrigem,  unebenem  bis  muscheligem  Querbruch ;  sie  sind  sehr 
hart  und  spröde ;  unmittelbar  am  Kontakt  in  0*20  bis  0*25  m  dicken 
Schichten  abgelagert.  —  Die  ganze  Breite  der  Hornfelszone  in  dieser 
Lokalität  kann  auf  500  m  geschätzt  werden,  senkrecht  auf  das  all- 
gemeine Streichen  dieser  Massen  gemessen. 

Die  zunächst  am  Kontakt  lagernde  Hornfelsvarietät  ist,  wie  ge- 
sagt, ein  grünlichweißes  bis  grünlichgraues  Gestein,  das  makro- 
skopisch sich  hauptsächlich  aus  glasigem  Quarz  nebst  einer 
schwankenden  Menge  farblosen  Feldspats  aufbaut  und  worin  viele 
Körner  und  Kristalle  lauchgrüner  Hornblende  eingesprengt  sind, 
sie  besitzt  zur  alten  Schieferung  parallele  Orientierung,  und  übrigens 


[351        Der  lnetamorphe  Dioritgabbrogang  im  §ehnee-  und  Bielengebirge.         35 

beide  Glimmer  dem  Gesteine  mangeln.  Außerdem  sind  viele  Körner 
und  Kristallenen  von  Magnetit  dem  Gesteine  eingestreut,  mitunter 
bekommen  wir  davon  Drusen  modellscharfer  Oktaeder  zu  sehen  ;  Granat 
von  wechselnder  Größe  sowie  andere  Erze  sind  darin  bloß  akzessorisch 
vertreten.  — 

Grünlicher  Andalusit-Plagioklashornfels. 

Das  letztere  Gestein  der  innersten  Kontaktzone  am 
Gabbroamphibolit  zeigt  im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  hochkristallines 
Gepräge  mit  Hornfelsstruktur  ohne  jegliche  Andeutung  ursprünglicher 
Schichtung,  dessen  Hauptgemengteile  aus  Quarz,  Feldspat  (zumeist 
Plagioklas)  und  Andalusit  bestehen,  welche  sich  zu  annähernd 
gleichen  Teilen  an  der  Zusammensetzung  beteiligen.  Nebengemengteile 
sind  grüne  Hornblende,  besonders  durch  ihren  Skelettbau 
als  Kontaktmineral  bemerkenswert,  dasselbe  gilt  von  dem  spärlichen 
Biotit,  der  auch  keine  Kristalle,  nur  Skelette  und  winzige  Blättchen 
hervorbringt.  Akzessorisch  finden  sich  da  und  dort  modellscharfe  Ein- 
zelkristalle des  Magnetit  und  schließlich  einzeln  zerstreute  Körner 
des  Titanit. 

Der  für  uns  wichtige  Andalusit  ist  auch  im  vorliegenden 
Hornfels  durch  seine  automorphe  Gestaltung,  durch  die  massen- 
haften Graphiteinschlüsse,  die  siebartige  Durch  lochung 
mit  Quarz,  die  höhere  Licht-  und  Doppelbrechung  gegen  Quarz 
und  Feldspat  hinlänglich  unterschieden.  Die  Andalusitschnitte  lassen 
uns  wohl  häufig  quadratische  Querschnitte,  gleichwie  rechteckige 
Längsschnitte  erkennen,  jedoch  sind  viele  davon  unregelmäßig  abge- 
rundet oder  gar  verstümmelt.  Die  Spaltbarkeit  ist  weniger  gut  ent- 
wickelt als  am  Andalusit  von  Buschin,  dessenungeachtet  erkennt  man 
in  einzelnen  Längsschnitten  die  feinen  parallel  angeordneten  Spaltrisse, 
so  wie  auch  in  manchen  Querschnitten  die  einander  rechtwinkelig  kreu- 
zenden feinen  Spaltrisse  zu  sehen  sind;  oft  ist  nur  unregelmäßige 
Klüftung  vorhanden.  Das  höhere  Relief  läßt  den  Andalusit  plastisch 
aus  seiner  Umgebung  hervortreten,  die  Doppelbrechung  ist  nach  Maß- 
gabe der  strohgelben  Interferenzfarben  zu  schließen  auf  (OlO) 
Y  —  a  =  0-010,  also  etwas  höher  als  Quarz;  gerade  Auslöschung 
parallel  und  senkrecht  zu  den  Spaltrissen;  derselbe  ist  im  Schliffe 
farblos  bis  aschgrau  infolge  der  massenhaften  Interpositionen. 

Der  Feldspat  gehört  wohl  auch  in  diesem  Hornfels  fast  aus- 
schließlich zum  Plagioklas,  welcher  in  vielen  Schnitten  eine  feine 
Zwillingslamellierung  nach  dem  Albitgesetz  besitzt;  an  zahlreichen 
Körnern  wurde  der  Aufbau  aus  zwei  bis  drei  verschieden  orien- 
tierten Subindividuen  erkannt.  Die  an  mehreren  Schnitten 
senkrecht  P  und  M  gemessene  symmetrische  Auslöschungsschiefe 
ergab  den  Winkelwert  12  bis  16°  entsprechend  dem  Mischungsver- 
hältnis 68%  Ab  -\-  32%  An,  bis  62%  Ab  -j-  38%  An,  was  sauren 
Oligoklas  bis  neutralen  Andesin  bestimmen  läßt.  Die  Feldspate 
sind  selten  wasserklar,  durchsichtig,  vielmehr  gelbbraun  bestaubt.  Der 
Umstand,  daß  sie  ähnlich  dem  Andalusit  oft  zentral  gehäufte 
graphitische     Einschlüsse     enthalten     und     mit     zahlreichen 


36  Franz  Kretschmer.  [36] 

kleinsten  Quarkörnchen  siebartig  durchlocht  sind, 
spricht  eine  entschiedene  Sprache  für  die  kontaktmetamorphe  Bildungs- 
weise dieser  Plagioklase  mit  und  ohne  Zwillingsbildung. 

Außer  den  aufgezählten  Einschlüssen  des  Andalusit  und  Feldspat 
sind  diese  beiden  Hauptgemengteile  überdies  mit  großen  Kristallen 
des  Quarzes  durchwachsen,  in  deren  Längsschnitten  die  hexa- 
gonale  Kombinationsform  oo  P  .  P  deutlich  zu  erkennen  ist;  die  Ecken 
sind  bald  scharf,  bald  zugerundet.  (Siehe  nachstehende  Figur.) 

Fig.  6. 

Einschlußquarz  (glasklar). 


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Die  lediglich  skelettartig  entwickelte  grasgrüne  Horn- 
blende mit  schwachem  Pleochroismus  ist  wohl  durch  den  ganzen 
Schliff  verbreitet,  aber  bloß  auf  die  Zwischenräume  der  Andalusit-  und 
Plagioklaskörner  beschränkt.  Dasselbe  gilt  von  dem  nur  sehr  spärlich 
vertretenen,  ebenfalls  nur  in  Skeletten  ausgebildeten  Biotit  von 
gelbbrauner  Farbe  und  schwachem  Pleochroismus ;  beide  Minerale  sind 
so  schwach  doppeltbrechend,  daß  sie  ohne  Einwirkung  auf  das  pola- 
risierte Licht  sind,  zumal  auch  sie  mehr  oder  weniger  von  Graphit- 
staub erfüllt  sind.  Diese  farbigen  Mineralskelette  sind  für  unsere  Hörn- 
felse  im  hohen  Maße  charakteristisch. 

Grauer  Plagioklas-Andalusithornf eis,  disthenführend, 
Schottersteinbruch   unterhalb  Mähr.-Altstadt. 

Einen  namhaften  Anteil  an  den  in  unserem  Steinbruch  anstehenden 
Felsarten  nimmt  auch  der  biotitarme  Hornfels  von  weiß- 
grauer bis  grüngrauer  Gesteinsfarbe;  makroskopisch  zusammen- 
gesetzt, wesentlich  aus  einem  sehr  feinkörnigen  Quarzfeldspat- 
gemenge, worin  etwas  Biotit  eingestreut  ist,  mit  zur  Schieferung 
paralleler  Orientierung  seiner  Blättchen  und  relativ  viel  Magnetit 
eingestreut  in  teilweise  modellscharfen  Kristallen ;  akzessorisch  sind 
ferner  Kristallenen  und  Körnchen  von  Turmalin,  Granat  und  Ilmenit. 
Der  Quarz  ist  glasglänzend  bis  fettglänzend,  von  splittrigem  bis 
faserigem  Bruche,  der  Feldspat  erweist  durch  stellenweise  scharfe 
Zwillingsstreifung  seine  Zugehörigkeit  zum  Plagioklas,  der  Biotit 
ist  überaus  klein-  und  feinblättrig  und  besitzt  Pleochroismus  braun- 
gelb bis  gelbbraun.  — 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  rinden  wir  sodann,  daß  in  dieser 
Hornfelsart  der  Plagioklas  unter  den  Hauptgemengteilen  das 
Uebergewicht    auf   Kosten   der    anderen    erlangt,   welcher  in   großen 


[37]      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im,  Schnee-  und  Bielengebirge.         37 

isometrischen  Kristallen  und  Körnern  im  Gestein  herrscht,  dazu 
kommen  als  Hauptgemengteile  noch  Quarz  und  an  Menge  an  dritter 
Stelle  tritt  der  Andalusit  nebst  dem  nahe  verwandten  Disthen. 
Als  akzessorische  Gemengteile  sind  anzuführen :  Zwischenräumlich 
angesiedelte  grasgrüne  Hornblende  in  Skeletten  und  mißfarbige  gelb- 
grüne Biotitskelette,  welche  wahrscheinlich  aus  der  Hornblende  ent- 
standen sind,  die  Menge  beider  jedoch  gegen  das  vorige  Gestein  in 
rascher  Abnahme ;  ferner  modellscharfe  Kristalle  des  opaken  Magnetit 
überall  zerstreut,  desgleichen  der  Anatas  in  kleinsten  Kriställchen 
im  ganzen  Schliff  verteilt  und  schließlich  wenige  stark  lichtbrechende 
farblose  Titanite.  — 

Der  Plagioklas  ist  vielfach  durch  seine  feinen  Zwillings- 
lamellen nach  demAlbitgesetz  mitunter  auch  Periklingesetz,  im  letzteren 
Falle  durch  Gitterlamellierung  ausgezeichnet,  häufig  ist  der  Aufbau 
der  Feldspäte  aus  2  bis  3  lamellaren  Subindividuen  verschiedener 
optischer  Orientierung  zu  beobachten.  Die  in  Schnitten  senkrecht 
P  und  M  gemessene  Auslöschungsschiefe  gegen  die  Trasse  der  Albit- 
laraellen  ergab  die  Winkelwerte  8  bis  12°,  ferner  solche  von  14  bis 
17°  entsprechend  dem  Mischungsverhältnis: 

73«LAb  +  21<>/0An\  „'.      ,'  .,'.', 

6g o/         4-  32 °/  I  was  Oligoklas  ergibt  und 

65  o/0  Ab  +  35  o/   An  \  .      ,       .  ...  . 

61°/         +39°/  I  zum  sauren  An  de  sin   gehörig. 

Nur  ein  Teil  der  Feldspate,  sowie  der  meiste  Andalusit  sind 
zentral  oder  nur  randlich  mit  Graphitstaub  erfüllt,  jedoch  sind 
die  poikilisch  verwachsenen  kleinsten  Quarzkörnchen  nicht  so  massen- 

Fig.  7. 
Disthenschnitte. 


haft  wie  im  vorigen  Hornfels,  dagegen  die  großen  automorphen 
Quarzkristalle  der  Kombinationsform  oo  P  .  P  darin  häufiger 
eingewachsen  sind.  — 


38  Franz  Kretschmer.  [38] 

Der  A  n  d  a  1  u  s  i  t  unterscheidet  sich  übrigens  von  dem  des 
vorigen  Hornfelses  in  keiner  Weise,  daher  auf  das  dort  Angeführte 
hingewiesen  sei.  Allein  neben  den  quadratischen  Querschnitten  des  An- 
dalusit  werden  bei  einiger  Aufmerksamkeit  solche  gefunden,  die  durch 
ihre  schief  oktogonalen  und  hexagonalen  Umrisse  auffallen  (siehe 
vorstehende  Figur  7),  zentral  und  randlich  mit  Graphitstaub  er- 
füllt und  einem  Mineral  angehören,  das  im  Schliff  farblos,  in  breit- 
tafeligen  Individuen  vorkommt.,  begrenzt  von ; 

oo   P  oo.oo   P  oo.oo'P.ccP; 
M  Pol 

sowie  auch  Zwillinge  mit  M  als  Zwillingsebene  keineswegs  fehlen; 
diese  Formen  sowie  die  Auslöschungsschiefe  auf  M  c  :  c  =  30°  lassen 
keine  Zweifel  darüber  übrig,  daß  es  sich  um  Disthen  handelt.  (Siehe 
oben  Fig.  7.)  Die  Zwillingsquerschnitte  haben  wohl  verschiedene  Inter- 
ferenzfarbe, aber  fast  gleiche  Auslöschung,  so  daß  das  Mineral  auch 
hierdurch  am  besten  charakterisiert  ist  und  die  Verwechslung  mit  einem 
anderen  ausschließt.  Im  Schliff  farblos,  Lichtbrechung  hoch  n  =  1*72, 
die  Doppelbrechung  mäßig  7  —  a  =  0*012,  daher  die  gelben  Inter- 
ferenzfarben ;  kein  Pleochroismus  bemerklich. 

Fig.  8. 
Anatasschnitte  (glasklar). 


In  der  Regel  im  Feldspat  und  Andalusit  eingeschlossen,  gelangten 
zahlreiche  einzeln  zerstreute  oder  zu  mehreren  angehäufte  kleinste 
Kriställchen  zur  Wahrnehmung,  deren  Form  in  den  Längsschnitten 
spitz  pyramidal,  in  Querschnitten  quadratisch  ist,  es  sind  also  tetra- 
gonale  Pyramiden  der  Form  P  (siehe  obenstehende  Figur  8),  glasklar, 
einschlußfrei,  Spaltbarkeit  nicht  wahrnehmbar,  die  Lichtbrechung  sehr 
hoch  n  =  252,  die  Doppelbrechung  stark  co  —  s  =  0*073,  optisch 
negativ,  c  =  a,  starke  Dispersion,  demzufolge  die  irisierenden  grünen, 
blauen  und  roten  Interferenzfarben  hoher  Ordnung.  Im  Schliff  furblos 
und  lebhaft  gelbbraun  bis  orangegelb.  Nach  diesen  Merkmalen  ist  das 
Mineral  wohl  Anatas. 

Die  Struktur  des  Gesteins  erscheint  als  echte  Pflasterstruk- 
tur, mit  teils  stumpfem  Anstoßen  der  Körner,  teils  mit  buchtigem 
Ineinandergreifen  der  letzteren.  — 


("39 1      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         30 

Die  unterbrochene  Fortsetzung  der  Hornfelse  dieser  Lokalität 
finden  wir  dicht  östlich  M ähr.-Altstad t,  wo  sie  speziell  in  dem 
Terrain  am  sogenannten  „Juristenstein "  den  dortigen  Serpentinstock 
umschließen,  sie  besitzen  jedoch  hier  nur  noch  eine  abnehmende 
Breite  von  300  m,  um  schließlich  in  ihrer  nördlichen  Fortsetzung  gegen 
den  Teltschbach  hin  allmählich  auszukeilen,  an  ihre  Stelle  treten 
Gneisglimmerschiefer  bis  an  die  schiefrige  Randfazies  der  zentralen 
Dioritmassen  heran. 

Jenseits  des  Teltschbaches  in  der  Richtung  gegen  die  Kolonie 
Altenberg  begegnen  wir  abermals  erbsgelben,  überaus  feinkörnigen  Horn- 
felsen  in  Gestalt  schwacher  Einfaltungen  in  den  dortigen  Randdioriten. 
Es  sind  meist  PI agioklas-Qu arzgem enge  nebst  prismatischem 
und  kleinwürfeligem  Andalusit  in  wechselnder  Menge  und  im 
Hornfelsverband;  als  Nebengemengteile  beobachten  wir:  Körner  und 
deren  Aggregate  von  tiefolivengrünem  Amphibol,  Schmitze  und 
Nestchen  von  Biotit,  zahllose  Körner  von  tiefdunkelgrünem  Pleona  st 
und  eisenschwarzem  Magnetit  der  Form  0  (III)  oder  in  gerundeten 
Körnern,  beide  sind  teils  einzeln  zerstreut,  schließlich  sind  noch 
Haufwerke  winziger  Oktaederchen  von  tiefdunkelbraunem  Picotit  im 
Gestein  einzeln  zerstreut  zu  erwähnen.  Die  Amphibolindividuen 
erreichen  des  öfteren  eine  ungewöhnliche  Größe  und  sind  durch  ihre 
vollkommene  Spaltbarkeit,  welche  sich  bis  zur  Feinfaserigkeit  entwickelt, 
bemerkenswert ;  an  demselben  erkennen  wir  übrigens  deutlich  die 
fortschreitende  Umwandlung  zu  Biotit. 

Nächst  dem  fürstlichen  Hegerhause,  dem  letzten  Hause  in 
Ober-Kunzendorf,  fand  Verfasser  am  Ostgehänge,  in  den  zentralen 
Dioritkern  versenkt,  als  Hauptgestein  weißgraue,  glasglänzende 
Quarz-Andalusithornfelse  von  hohem  kristallinem  Gepräge, 
bestehend  aus  überwiegendem  fettglänzendem  Quarz,  mit  den  Neben- 
gemengteilen  Andalusit,  zum  Teil  blutrot  gefärbt,  ferner  grünen 
Biotit  und  perlmutterglänzenden  Muskovit,  viel  Magnetit  und 
Picotit,  als  winzige  Oktaeder  oft  mit  Quarz  und  Andalusit  zu  Drusen 
im  Gestein  zusammengehäuft;  dagegen  der  Feldspat  nur  sehr  spärlich 
vertreten  ist.  Der  angeführte  Muskovit  ist  sekundär  aus  Andalusit 
entstanden  und  wie  ich  an  Streupräparaten  u.  d.  binok.  M.  feststellen 
konnte,  ist  der  Andalusit,  unter  Erhaltung  seiner  Form, 
zumeist  in  dichte  Aggregate  des  Mukovit  umgesetzt 
worden. 

Ein  erhöhtes  Interesse  knüpft  sich  an  jene  auffallend  hell- 
weißen graumelierten  Hornfelse  derselben  Lokalität  bei 
Ober-Kunzendorf,  welche  sich  wesentlich  aus  Andalusit  als  Haupt- 
gemengteil nebst  Plagioklas  aufbaut,  dagegen  der  Quarz  nur  in 
einzelnen  runden  Körnern  eingesprengt  ist.  In  diesem  Grundgewebe 
sind  nun  sehr  viele  Körner  von  blaßgrünem  bis  schwarzgrünem  Am- 
phibol regellos  oder  auf  den  alten  Schichtflächen  eingewachsen,  der 
sich  häufig  zu  Biotit  umsetzt;  ferner  finden  wir  darin  große  Körner 
von  kolumbinrotem  Granat,  kleine  Oktaeder  und  Körner  von  Pleo- 
nast  und  Magnetit  einzeln  eingesprengt  oder  in  Nestern  zusammen- 
gehäuft. Der  Andalusit  ist  weiß,  zum  Teil  langprismatisch,  die  ein- 
zelnen Individuen    bilden   oft  kreuz   und   quer  gelagerte  Haufwerke, 


40  Franz  Kretschmer.  [40 1 

sie  sind  auch  divergentstrahlig  oder  rosettenartig  angeordnet,  vielfach 
jedoch  bloß  körnige  Aggregate.  Hochwichtig  für  die  Gesteinsentstehung 
ist  die  Tatsache,  daß  ein  großer  Teil  des  Andalusit  zu  dichten  Aggre- 
gaten von  perlmutterglänzendem  farblosem  Muskovit  umgewandelt  er- 
scheint, was  ich  an  Streupräparaten  u.  d.  M.  deutlich  nachweisen 
konnte,  die  den  mehr  oder  weniger  fortgeschrittenen  Zerfall  des 
Andalusits  zu  einer  Unmasse  kleinster  Muskovitblätt- 
chen  offenbarten. 

Bei  fortgesetzter  Umwandlung  des  Andalusits  zu  Muskovit  kommt 
es  lokal  bis  zur  Ausbildung  von  Muskovithornfelsen  mit  Mus- 
kovit als  einzigem  Hauptgemengteil,  worin  man  Relikte  des 
Andalusits  und  sparsam  verteilten  Plagioklas  nebst  Quarz  erkennt; 
darin  sind  eingesprengt  zahllose  Skelette  des  Amphibols,  dann  Mag- 
netit, außerdem  bemerkt  man  büschelförmig  aggregierte  Sillimanitnadeln. 
Solche  Glimmerhornfelse  sind  wohl  an  Masse  von  geringer  Be- 
deutung, sie  gewähren  jedoch  ein  seltenes  hochinteressantes  Beispiel 
sekundärer  Gesteinsmetamorphose. 

Aus  den  obigen  Schilderungen  gewinnen  wir  ein  anschauliches 
Bild  von  dem  gewaltigen  Zuge  der  Hornfelsmassen,  welche  bei  Bu- 
schin beginnen,  über  Eisenberg  bis  Halbseit-Hannsdorf  fortsetzen,  auf 
dem  Ostgehänge  des  Graupatales  und  dem  Hochland  von  Ebersdorf 
mächtig  und  lang  entwickelt  sind,  und  endlich  noch  jenseits  des 
Teltschbaches  östlich  Mährisch-Altstadt  bei  Kunzendorf  als  schwächere 
Einlagerung  anhalten.  Ihre  weitere  nördliche  Fortsetzung  hat  Verf. 
bislang  nicht  näher  untersucht.  Diese  Hornfelse  sind  bisher  verschieden 
als  „glimmerarme  Gneise"  oder  „Glimmerschiefer",  ja  sogar  als 
„Wackengneise"  oder  „Gneis  von  Hohenstadt"  beschrieben  und  be- 
zeichnet worden;  es  sind  jedoch,  wie  wir  gesehen  haben,  echte  Horn- 
felse, welche  unmittelbar  im  Liegenden  des  großen  Ganglakkolithen 
von  Dioritgabbro  in  dessen  Kontaktbereich  auftreten  und  an  diesen 
gebunden  sind,  daher  kontaktmetamorphisch  veränderte  Gesteine, 
welche  ihren  Mineralbestand  der  dioritisch-gabbroiden  Kon- 
taktmetamorphose zu  verdanken  haben  und  teils  von  sandig- 
grau wack  igen  (Grauwackenschiefer),  teils  von  tonigsandigen 
(Tonschiefern)  Ursprungsgesteinen  abstammen.  Wir  haben  oben  gesehen, 
daß  es  mannigfaltige  dichte  oder  überaus  feinkörnige  glimmerarme 
oder  -freie  Andalusit-Plagioklasgesteine  oder  Quarz-Andalusitgesteine 
sind,  welche  die  innere  Kontaktzone  vorstellen,  während  die  im 
Liegenden  folgenden  glimmerreichen  Schiefergneise,  Gneisglimmer- 
schiefer und  Phyllite  den  äußeren  Kontakthof  bilden ;  letztere  Gesteine 
sodann  allmählig  in  die  nicht  kontaktmetamorphischen  Tonschiefer 
abklingen,  welche  an  ihrer  Oberkante  die  mächtigen  unterdevonischen 
Kalksteinzüge  des  March-  und  Mittelbordtales  umschließen. 

Hornfelse     auf    dem     komplementären     Hangendflügel    der 

Schieferumwallung. 

Obige  Ausführungen  betreffen  lediglich  den  Liegendflügel  des 
Schiefermantels  von  dem  in  Rede  stehenden  großen  Ganglakkolith. 
Wenden   wir  uns   dagegen   dem  komplementären  Hangendflügel   der- 


|41]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         41 

selben  Schieferumhüllung  zu,  so  finden  wir,  daß  auch  diesem  Hornfelse 
keineswegs  fehlen;  wir  stoßen  auf  solche  insbesondere  im  oberen 
Graupatale  am  Kunzenberge  und  Rauch  beerberge  westlich 
Kunzendorf,  wo  sie  als  ein  500?»  breites  Band  auf  eine  große 
streichende  Länge  zu  verfolgen  sind.  Merkwürdig  ist  die  Tatsache, 
daß  die  dortigen  Hornfelse  nicht  unmittelbar  im  Hangenden  der 
Ganglakkolithen  auftreten,  also  nicht  in  der  inneren  Zone  des  Kon- 
takthofes lagern,  sondern  hier  vielmehr  eine  Zwischenschiebung  eines 
400  m  breiten  Bandes  von  Gneisglimmerschiefer  und  Phyllit  stattfindet, 
welche  sonst  überall  in  der  äußeren  Kontaktzone  liegen.  Dieses  Ver- 
hältnis enthält  einen  zweifellosen  Hinweis  darauf,  daß  die  Produkte 
der  Kontaktmetamorphose  nicht  so  sehr  von  den  Ent- 
fernungen, als  von  dem  Ursprungsmaterial  abhängig 
waren.  — 

Andalusitführ ender  Zweiglimmerhornfels   von   der 
Schöbelkoppe  bei  Kunzendorf. 

Die  Schöbelkoppe  ist  ein  südlicher  Ausläufer  des  Kunzenberges 
und  der  dortige  Hornfels  in  ganz  frischem  Zustande  ein  he  11  weiß- 
grau es,  im  verwitterten  Zustande  erbsgelbes  überaus  feinkörniges 
Gestein,  nach  dem  makroskopischen  Befunde  wesentlich  bestehend  aus 
einem  Gemenge  von  Feldspat  und  Quarz,  worin  in  wechselnder 
Menge  rhombische  Säulen  der  Form  <x>  P  (110)  des  Andalusits  zu 
bemerken  sind,  deren  Länge  zur  Dicke  dem  Verhältnis  3 : 1  entspricht, 
auch  gehören  demselben  kleinwürfelige  Formen  an,  er  ist  weingelb 
und  aschgrau,  besitzt  deutliche  Spaltbarkeit  nach  (HO),  markiert  durch 
dichtgedrängte  Spaltrisse;  auf  den  Spaltflächen  fleckweise  Matt-  und 
Perlmutterglanz.  Zu  diesen  Hauptgemengteilen  gesellen  sich  als  Neben- 
gemengteile  ein  dunkelbrauner  Biotit,  welcher,  zu  Schmitzen  an- 
geordnet, Parallelstruktur  bewirkt;  derselbe  ist  auch  öfters  zu  Nestern 
angehäuft;  untergeordnet  ist  der  aus  dem  Andalusit  entstandene 
Muskovit  und  Granat  im  Gestein  unregelmäßig  verteilt.  — 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  sieht  diese  Felsart  einem  Zwei- 
glimmergneis sehr  ähnlich,  wäre  es  nicht  der  Hornfelsverband,  das 
gegenseitige  Einschließen  der  Hauptgemengteile,  der  Skelettbau  der 
farbigen  Gemengteile  sowie  die  zahlreichen  Andalusite,  welche  uns 
eines  anderen  belehren.  Demzufolge  sind  die  wesentlichen  Gemengteile 
dieser  Felsart:  Andalusit,  zwischen  vorwiegenden  Feldspaten 
nebst  Quarz  verteilt,  hierzu  kommen  die  beiden  Glimmer  und  zwar 
vorwaltend  Biotit  nebst  Muskovit;  akzessorisch  Granat. 

Vermöge  seiner  höheren  Lichtbrechung  n  =  1*64  tritt  der  An- 
dalusit aus  der  Umgebung  aller  anderen  Komponenten  reliefartig 
hervor,  dagegen  die  Höhe  der  Doppelbrechung  f  —  a  =  0009  wohl 
nicht  die  des  Quarzes  übersteigt;  die  gute  Spaltbarkeit  nach  (110) 
ergibt  in  Längsschnitten  zahlreiche  dichtgedrängte  Spaltrisse;  im  Dünn- 
schliff farblos,  gelblich  und  aschgrau,  derselbe  ist  mehr  oder  weniger 
von  Graphitstaub  erfüllt  und  dann  stark  schwärzlich  pigmentiert, 
oft  ist  nur  ein  zentraler  Fleck  sichtbar  oder  die  kohlige  Substanz  ist 
in    Streifen  parallel  zur    Querabsonderung  nach   (001)   verteilt.    Der 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917.  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschmer.)        6 


42  Franz  Kretschmer.  r42"| 

Andalusit  enthält  außerdem  zahlreiche  Einschlüsse  von  farblosen 
Quarzkristallen  in  scharfen  oder  gerundeten  Dihexaedern,  auch 
nur  in  runden  Scheibchen,  außerdem  ist  er  mit  zahllosen  punkt-  und 
strichartigen  Quarzkörnern  siebartig  durch  locht;  ferner  sind 
noch  Einschlüsse  von  fasrigem  Muskovit  daraus  zu  erwähnen. 

Die  in  dem  kristallinisch  körnigen  Quarzfeldspataggregat  vor- 
herrschenden Plagioklase  sind  da  und  dort  gelbbraun  bestaubt 
und  enthalten  zahlreiche  Quarzeinschlüsse  in  Form  runder 
Scheibchen  und  dihexaedrischen  Kristallenen  mit  scharfen  oder  ge- 
rundeten Ecken,  weiter  bemerken  wir  noch  kleine.  Andalusite 
und  kleine  Biotite  inmitten  der  großen  Plagioklaskörner ;  die  gemessene 
Auslöschungsschiefe  in  Schnitten  JL  P  und  M  ergab  für  die  fein- 
lamellierten  Albitzwillinge  der  ^  =  7°,  entsprechend  73%  Ab  -\-  27% 
An;  für  die  breitlamellierten  Individuen  dem  ^12°  entsprechend 
69%  Ab  -\-  31%  An,  also  im  ersten  Falle  einen  intermediären 
und  im  zweiten  einen  basischen  Oligoklas  ergibt.  — 

Biotit  und  Muskovit  sind  im  Schliff  gegenüber  den  anderen 
Hauptgemengteilen  doch  nur  sparsam  vertreten,  insbesondere  gilt  dies 
vom  Muskovit,  sie  markieren  die  Schieferungsebene  des  Gesteins,  auf 
der  sie  sich  ausbreiten.  Zuweilen  ist  der  Muskovit  mit  dem  Biotit 
parallel,  häufiger  kreuz  und  quer  verwachsen,  beide  Glimmer  sind 
formell  gut  entwickelt  bei  schönem  Zonenbau  und  verweisen  auf  mäßige 
Lichtbrechung  und  hohe  Doppelbrechung,  welche  im  Biotit  durch  die 
tiefe  Eigenfarbe  verdeckt  wird,  dessen  Pleochroismus  stark  ist,  a  hell- 
braungelb, b  =  c  schwarzbraun.  Muskovit  ist  farblos,  Zwillingsbildung 
nach  dem  Tschermak'schen  Gesetz  ist  vorhanden;  Erze  fehlen  dem 
Gestein  fast  gänzlich. 

Die  Pflasterstruktur  entscheidet  dafür,  daß  wir  es  auch  im  vor- 
liegenden Gestein  mit  einem  andalusi  tführenden  Feld  spat- 
hornfels  zu  tun  haben.  Mannigfaltige  Hornfelsmassen  werden  wir 
noch  weiter  unten  auf  dem  Graphitsattel  zwischen  Mährisch- Alt- 
stadt und  Goldenstein  antreffen.  — 


Zentraler  Dioritkern  längs  des  Kunzentales  bei  Kunzendorf. 

Der  Kunzenbach  schneidet  den  zentralen  Dioritkern  unseres 
Ganglakkolithen  in  der  ungefähren  Mitte  parallel  zum 
Streichen  durch,  welchem  Umstand  wir  beiderseits  dieses  Baches 
eine  instruktive  Blockanhäufung  von  Diorit  zu  danken  haben, 
die  speziell  am  Nordausgange  von  Kunzendorf  sich  weit  ausbreitet, 
demzufolge  wir  die  petrographische  Zusammensetzung  dieser  diori- 
tischen  Gesteine  genau  verfolgen  können,  obwohl  die  anstehenden  Ge- 
steinsmassen im  Untergrunde  unter  diluvialen  Steinströmen  oder 
Moränenschutt  verborgen  liegen.  Anläßlich  des  Baues  der  neuen 
Bezirksstraße  durch  Kunzendorf  war  bei  dem  obersten  Hause  daselbst 
am  "Westgehänge  ein  Steinbruch  im  anstehenden  Diorit  er- 
öffnet, darin  konnte  nun  Verf.  das  Verhalten  dieser  Massen  studieren. 
Das  Streichen  der  Dioritbänke  ist  mit  h  24,  das  Verflachen  h  18  unter 
<£  25°  observiert  worden.  Das  herrschende  Gestein  längs  des  Kunzen- 
baches  ist  diesen  Beobachtungen  zufolge  ein  grobkörniger 


[431       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im1  Schnee-  und  Bielengebirge.         43 

Glimmerhornblende-Diorit 

in  zwei  Varietäten,  und  zwar  einer  hellen  quarzführenden 
sauren  und  einer  dunklen  quarzarmen  basischeren  Abart 
vertreten. 

Die  letztere  ist  ein  braunschwarzes,  weißgesprengtes  oder 
weißstreifiges  Massengestein,  das  u.  d.  binok.  M.  als  ein  hypidiomorph- 
körniges  Gefüge  erscheint,  bei  vorwaltender  Beteiligung  farbiger  Ge- 
mengteile, und  zwar  von  schwarzbraunem  Biotit  nebst  seh  warz- 
braun er  und  schwarzgrüner  Hornblende,  dagegen  zurück- 
tretender farbloser  Gemengteile,  und  zwar  mit  weißgrauem,  perlmutter- 
glänzendem Plagioklas  nebst  etwas  hehllweißem  glasglänzendem 
Quarz  mit  ersterem  verwachsen.  Zu  diesen  Hauptgemengteilen 
gesellen  sich  als  Nebengemengteile  Titanit  (Grothit),  Magnetit  und 
spärlich  Pyrit.  — 

Der  Biotit  ist  aus  Lamellenpaketen  aufgebaut,  außerdem  du^ch 
eine  vollkommene  basische  Spaltbarkeit  sowie  starkem  Pleochroism  us 
ausgezeichnet,  derselbe  ist  mit  Hornblende  verwachsen.  Diese 
letztere  ist  makroskopisch  schätzungsweise  zu  einer  Hälfte  tief- 
schwarzbraun, im  Durchfallicht  satt  braun;  zur  anderen  Hälfte 
jedoch  tiefschwarzgrün,  im  Durchfallicht  olivengrün;  sie 
bildet  säulige  Kristalle  nach  dem  Amphibolprisma,  in  der  Regel  in 
der  Prismenzone  nach  dem  Orthopinakoid  flach  gedrückt,  mit  mangel- 
hafter Endausbildung  und  polysynthetisch  zu  Kristallstöcken  parallel 
verwachsen  oder  verzwillingt,  ebenso  häufig  sind  körnige  Aggregate.  — 

Nachdem  der  Bericht  C.  v.  Johns  über  die  mikroskopische 
Untersuchung  des  unserem  Ganglakkolithen  angehörigen  Hornblende- 
biotit-Diorit  von  Hackelsdorf  nur  spärlich  fließt,  so  schien  eine  Dünn- 
schlififuntersuchung  an  tadellos  frisch  erhaltenem  Material 
dringend  geboten,  das  gerade  in  dem  Blockmeer  an  den  Gehängen 
bei  Ober-Kunzendorf  gefunden  wurde.  Diese  großen  Steinblöcke 
stammen  jedenfalls  aus  dem  Innern  einer  gewaltigen  Felsmasse,  deren 
Trümmer  durch  Eismassen  oder  Steinströme  transportiert  wurden. 
Das  zutage  anstehende  oder  in  kleinen  Steinbrüchen  aufgeschlossene 
Dioritmaterial  war  durchwegs  verwittert,  unfrisch,  daher  unbrauchbar. 

Im  Dünnschliff  bilde  u.  d.  P.  M.  besitzt  das  Gestein  ein 
auffallend  grobes  Korn  und  ist  zusammengesetzt  aus  den  folgenden 
Hauptgemengteilen:  Große  Plagioklasse  sind  granitisch  körnig 
verwachsen  mit  gemeiner  grüner  Hornblende  und  braunen  Bio- 
tit; als  Nebengemengteile  sind  zu  konstatieren:  kleine  Quarzkörner, 
vereinzelte  Individuen  von  Orthoklas  und  Zoisit  sowie  Kalzit;  akzes- 
sorisch findet  sich  Ilmenit,  Titanit  und  einzelne  schlankprismatische 
Apatite. 

Von  hervorragendem  Interesse  unter  den  Komponenten  sind  die 
großen  porphyritisch  hervortretenden  Plagioklas e,  zum  Teil  mit 
prachtvoller  Zwillingslamellierung  ausgestattet,  die  dem  Albitgesetz 
folgt,  wozu  sich  das  Periklingesetz  stellenweise  gesellt,  woraus  sich 
prächtige  überaus  scharfe  Gitterwerke  entwickeln.  Lamellierter  Pla- 
gioklas macht  oft  in  demselben  Individuum  homogenem  Platz.  Da 
und     dort    bemerkt    man    keine    scharfen   Lamellen,   wohl   scheinen 


44  Franz  Kretschmer.  [44] 

regellos  begrenzte  und  wolkenartige  Kristallstücke  des 
Plagioklases  zueinander  in  Zwillingsstellung  zu  treten;  auch  Doppel- 
zwillinge nach  dem  Albit-  und  Karlsbader  Gesetz  kommen  vor. 
In  großen  Plagioklasen,  welche  ausgezeichnete  Zwillingsbildung  nach 
dem  Albitgesetz  zeigten,  wurden  die  Auslöschungsschiefen  gegen  die 
Zwillingsgrenze  gemessen  und  im  Mittel  =28°  berechnet,  entsprechend 
der  Zusammensetzung  von  49%  ^-|-51%  An,  was  sauren  La- 
bradorit  feststellen  läßt.  —  In  vielen  Plagioklasschnitten  wurde 
Zonenstruktur  festgestellt,  deutlich  auf  schaligen  Kristallbau  hin- 
weisend, und  zwar  mit  von  innen  nach  außen  zunehmender  Aus- 
löschungsschiefe, also  nach  außen  steigendem  Anorthitgehalt,  es  liegt 
inverse  Zonenstruktur  vor;  der  Unterschied  zwischen  Kern  und 
Hülle  beträgt  G1^  %  des  Anorthitgehaltes.  —  In  manchen  lameliierten 
Plagioklasen  liegt  aber  auch  der  umgekehrte  Fall  vor,  daß  der 
Kern  reicher  an  Anorthitsubstanz  ist  als  die  Hülle,  das  heißt,  daß 
der  <£  der  Auslöschungsschiefen  von  innen  nach  außen  abnimmt,  wie 
bei  Eruptivgesteinen  Regel.  —  Die  Form  der  Plagioklase  ist  zumeist 
dick  tafelförmig  mit  vollkommener  Spaltbarkeit  nach  (010)  und  (001) 
markiert  durch  scharfe  Spaltrisse.  An  der  Peripherie  der  großen 
Plagioklase  ist  in  der  Regel  ein  kataklastisches  feinkörniges  Aggregat 
von   Feldspat    und    Quarz    zwischen  räumlich   eingeklemmt. 

Von  Einschlüssen  der  Plagioklase  sind  bemerkenswert 
Biotitlamellen,  welche  zumeist  winzig  klein  und  dann  um  so  zahl- 
reicher durch  das  ganze  Individuum  verteilt  sind ;  ferner  fand  Ver- 
fasser darin  vereinzelte  Längs-  und  Querschnitte  von  Zoisit  mit 
pyr.-prismatischem  Habitus,  nebst  vollkommener  Spaltbarkeit  nach 
(010),  die  Lichtbrechung  ist  hoch  n  =  1*70,  die  Doppelbrechung 
V  —  a.  =  0007  sehr  niedrig. 

Die  an  Menge  unter  den  Hauptgemeng teilen  an  zweiter  Stelle 
stehende  gemeine  Hornblende  ist  stets  saftgrün,  niemals  braun 
(im  Gegensatz  zu  dem  makroskopischen  Befund),  ihr  Pleochroismus 
ist  stark  a  hellgrünlichgelb,  b  grasgrün,  c  blaugrün,  daher  Schnitte  nach 
(100)  blaugrün  bis  grün,  solche  nach  (010)  blaugrün  bis  gelb;  Kristall- 
formen erscheinen  an  ihr  selten  und  meist  unvollständig,  zum  Teil 
skelettartig,  es  sind  bloß  sehr  einfache  gedrungene  Prismen  oo  P  (110) 
ohne  terminale  Flächen  ausgebildet;  Zwillinge  nach  (100)  sind  nicht 
gerade  selten  und  lassen  dann  die  Schnitte  zwei  scharf  getrennte 
Hälften  erkennen.  Häufig  sind  solche  Individuen,  die  nur  eine  Kristall- 
fläche besitzen,  welche  den  Spaltrichtungen  parallel  geht,  oft  erscheinen 
die  Quarzschnitte  bloß  als  mehr  oder  weniger  zugerundete  Rhombuse 
oder  sie  sind  anderweitig  verstümmelt,  so  daß  nur  Fetzen  und  Lappen 
zurückbleiben  und  diese  auch  in  die  Länge  bis  zur  Zerreißung  aus- 
gezogen. Alle  diese  Erscheinungen  sind  teils  auf  magmatische  Korro- 
sionen, teils  auf  Pressungen  senkrecht  zu  den  Gangsaalbändern  zu- 
rückzuführen. Die  Spaltbarkeit  nach  (110)  ist  vollkommen,  welche  in 
Querschnitten  einander  unter  dem  «£  1241/2°  kreuzende  dichtgedrängte 
Spaltrisse  liefert.  Die  Lichtbrechung  ist  mäßig  n=  1*61,  die  Doppel- 
brechung in  den  lichtdurchlässigen  Schnitten  y  —  a  =  0024,  sonst 
werden  die  Interferenzfarben  durch  die  starke  Eigenfarbe  unter- 
drückt ;    die    Auslöschungsschiefe    oder    die   Neigung    c :  c    wurde   in 


[45]       Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         45 

zahlreichen  Schnitten  gemessen  und  beträgt  12  bis  13°  im  spitzen 
Winkel  ß. 

Von  Einschlüssen  der  Hornblende  sind  insbesondere 
hervorzuheben :  Ihre  Durchlochung  mittels  kleinen,  teils  dihexaedrischen 
Quazkristallen,  meist  nur  zugerundeten  Quarzkörnern,  oft  in  großer 
Menge ;  farbloser  Titanit,  zum  Teil  Leukoxen,  opaker  Ulmenit,  sind 
vielfach  eingesprengt.  — 

Der  Biotit  hält  an  Menge  der  Hornblende  das  Gleichgewicht, 
mit  welcher  er  teils  parallel,  zumeist  unregelmäßig  verwachsen  ist; 
derselbe  besitzt  längsgestreckte  rechteckige  Formen,  an  den  kurzen 
Seiten  von  P-Flächen  begrenzt,  meistens  aber  daselbst  wie  abgebrochen 
zackig  oder  aber  stumpf  endigend,  ebenso  häufig  sind  durch  Korrosionen 
unregelmäßige  Lappen  und  Fetzen  desselben.  Basisschnitte  sind  ohne 
Spaltrisse,  Längsschnitte  zeigen  sich  von  überaus  feinen  und  vielen 
basischen  Spaltrissen  durchzogen.  Schöne  Zwillingsbildung  in  Längs- 
schnitten gut  kennbar,  gewöhnlich  aus  zwei  Individuen  zusammengesetzt, 
welchen  da  und  dort  ein  drittes  Individuum  eingeschaltet  erscheint. 
Auch  ist  Zonenstruktur  bemerklich,  auf  eine  schal  ige  Zusammen- 
setzung hinweisend.  Im  Schliff  gelbbraun,  der  Pleochroismus  sehr  stark, 
a  hellbraungelb,  b  rotbraun,  Basisschnitte  c  rotbraun,  b  zuweilen  eine 
Schattierung  dunkler.  Die  Achsenebene  ist  (110),  die  spitze  negative 
Bisektrix  a  weicht  kaum  merklich  von  der  Vertikalachse  ab,  demzufolge 
überall  gerade  Auslöschung  parallel  zu  den  Spaltrissen;  die  Licht- 
brechung n  =  1*59,  die  Doppelbrechung  y  —  a  =  0*038  (daher  die 
Interferenzfarben  wie  bei  Muskovit),  Basisschnitte  isotrop.  Nach  diesem 
Verhalten  muß  dieser  Glimmer  zum  Meroxen,  an  der  Grenze  gegen 
die  eisenfreien  Magnesiaglimmer  des  Phlogopit  gestellt  werden.  — 

An  Einschlüssen  des  Biotits  sind  anzuführen  zugerundete 
Quarz-  und  Plagioklaskörner,  womit  derselbe  mehr  oder  weniger 
durchlocht  erscheint.  Biotit  und  Hornblende  legen  sich  um  die  großen 
Plagioklaskörner  wellig  herum,  beide  bilden  angenähert  parallele 
Reihen  zwischen  den  Reihen  der  Plagioklase  und  sind  in  dieser 
Richtung  längsgestreckt,  wodurch  ein  schwacher  Parallelismus  zum 
Ausdruck  kommt. 

Der  Quarz  ist  nur  in  kleinen,  sehr  unregelmäßigen  Körnern 
im  ganzen  Schliff  in  untergeordneter  Menge  verteilt.  —  Der  Kalzit 
ist  ganz  vereinzelt  zwischen  den  übrigen  Komponenten  eingekeilt ; 
derselbe  ist  durch  schöne  Zwillingsbildung  charakterisiert. 

Nach  den  obigen  Ausführungen  ist  die  Ausscheidungsfolge  der 
ursprünglichen  Komponenten : 

Ilmenit,  Titanit  (Leukoxen),  Apatit; 
Hornblende  und  Biotit; 
Quarz,  zuletzt  Plagioklas.  — 

Umwandlungs-Erscheinungen. 

Solche  sind  gerade  in  diesem  so  überaus  frischen  Gestein  von 
großer  Bedeutung  und  verweisen  auf  eine  frühzeitige  posteruptive 
hydrothermale  Tätigkeit  von  ungewöhnlicher  Intensität,  und  zwar  sind 
speziell  die  großen  Plagioklase  davon  betroffen  worden,  welche 


46  Franz  Kretschiner.  [461 

eine  tief  eingreifende  Veränderung  erfahren  haben  und  wesentlich  in 
einer  Zeolithisierung  bestehen.  Makroskopisch  ist  allerdings  an 
den  Stufen  nicht  das  geringste  wahrzunehmen.  Prächtige  zwillings- 
lamellierte  Plagioklase  erscheinen  gewöhnlich  in  ihrem  Innern  in  un- 
regelmäßigen Partien  und  Nestern  völlig  zerstört  in  eine  parallel  und 
verworren  fasrige,  zum  Teil  büschelig  und  rossettenförmig  aggregierte 
Substanz  zeolithischer  Natur,  zu  deren  Zerlegung  es  der  stärksten 
Systeme  bedarf;  von  schwacher  Lichtbrechung,  dagegen  starker 
Doppelbrechung,  welche  nach  Maßgabe  der  reingelben  und  gelbgrünen 
Interferenzfarben  II.  Ordnung  y  —  a  =  0-029  beträgt,  mit  gerader 
Auslöschung  in  der  Längsrichtung  der  Fasern,  demnach  wahrscheinlich 
ein  Thomsonit  vorliegen  dürfte;  dazwischen  sich  ein  netzartiges 
Geäder  drängt,  das  optisch  strukturlos  und  isotrop  erscheint,  sowie 
an  die  Balken  des  Serpentins  erinnert. 

In  solchem  parasitären  Thomsonitaggregat  finden  sich 
neben  vielen  Plagioklasresten  außerdem  unregelmäßige  Lappen  und 
Fetzen  von  Titanit,  charakterisiert  durch  seine  hohe  Doppelbrechung 
Y — a  =  0-115,  deshalb  die  irisierenden  Interferenzfarben  hoher  Ord- 
nungen (ähnlich  wie  bei  Kalzit)  und  die  schiefe  Auslöschung,  welche 
gegen  die  Spaltrisse  gemessen  wurde  und  den  ^  =  25°  ergab,  bei 
ungewöhnlich  starker  Achsendispersion.  Ferner  bemerkt  man  inmitten 
solcher  Thomsonitaggregate  weitgehend  zerfressene  Ilmenite.  —  Die 
gedachten  hydrothermalen  Umwandlungsprozesse  dürften  sich  in  der 
Weise  vollzogen  haben,  daß  die  Zeolithisierung  mit  der  E  n  tkal  kung 
der  Plagioklase  Hand  in  Hand  ging,  dabei  durch  die  Reaktion  von 
Kalk  und  Ilmenit,  Titanit  gebildet  und  gleichzeitig  der  oberwähnte 
Kalzit  ausgeschieden  wurde.  — 

Zusammengescharte  Aggregate  der  Hornblende  weisen  in  ihrem 
Innern  eine  Umwandlung  zu  Chlorit  auf;  derselbe  ist  im  Durchfall- 
licht hellgrün,  der  Pleochroismus  kaum  merklich  grünlich  (parallel  001) 
und  weißlich  senkrecht  dazu ;  die  Doppelbrechung  nach  den  grünlich- 
grauen Interferenzfarben  7  —  a  =  0'008,  die  spitze  positive  Bisek- 
trix c  steht  X  auf  (001),  doch  ist  sie  stellenweise  mehr  oder  weniger 
geneigt,  so  daß  die  Auslöschungsschiefe  <£  c  :  c  =  0°  bis  10°  schwan- 
kend, deutlich  zu  erkennen  ist,  daher  dieser  Chlorit  zum  K  1  in 0 chlor 
gerechnet  werden  muß.  In  der  gedachten  Chloritmasse  bemerkt  man 
sehr  zahlreiche  kleine  Ueberreste  der  Hornblende  welche  durch  die 
viel  größere  Auslöschungsschiefe  leicht  und  sicher  zu  erkennen  sind. 
Peripherisch  bemerkt  man  durchwegs  frische  Hornblende,  der  Prozeß 
somit  von  innen  nach  außen  fortschreitet. 

Wir  können  wohl  auf  Grund  der  obigen  Untersuchungen  den 
geringen  Gehalt  an  Quarz  vernachlässigen  und  das  Gestein  kurzweg 
als  Hornblendebiotit-Diorit  bezeichnen,  dessen  Struktur  durch 
die  großgewachsenen  Plagioklase  zur  porh pyritischen  hinneigt.  — 

Im  Gegensatz  zu  der  vorstehend  genau  untersuchten  dunklen 
Varietät  unseres  Diorits  steht  die  helle  Abart  desselben,  worin 
die  stärkere  Beteiligung  farbloser  Gemengteile  auf  Kosten  der  farbigen 
in  Zunahme  begriffen  erscheint,  was  sich  namentlich  darin  ausspricht, 
daß  sich  der  Plagioklas  nebst  Quarz  zu  weißen  Streifen  und 
Striemen  aggregieren,  außerdem  sind  in  der  Gesteinsmasse  5 — 10  mm 


[^71        Der  metaraorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-   und  Biolcngebirgc.  47 

große  rundliehe  Einsprengunge  des  Plagioklases  porphyrisch 
ausgeschieden.  Die  Hornblende  ist  in  solchem  Gestein  teils  zu 
größeren  Körnerhaufen  zusammengeschart,  teils  in  automorphen 
Kristallen  der  Komb.-Form  (110) .  (010) .  (101) .  (011)  polysynthetisch 
zu  Kristallstöcken  „sehilfigstengelig"  aggregiert,  sie  ist  tiefschwarzgrün, 

Fig.  9. 

Quer-  und  Längsschnitt  der  Hornblende. 


im  Durchfallicht  olivengrün.  Der  Biotit  besteht  aus  dicken  Lamellen- 
paketen, er  besitzt  vollkommene  Spaltbarkeit  und  starken  Pleochrois- 
mus,  seine  Farbe  ist  ebenfalls  tiefschwarzgrün,  im  Durchfallicht 
gelbgrün.  — 

Anläßlich  der  Verbreiterung  der  Gemeindestraße  von 
Mähr.-Alts tadt  nach  Großwürben  wurden  die  Randdiorite 
des  Teltschtales  an  mehreren  Stellen  angehauen,  daher  bei  dieser 
Gelegenheit  gut  studiert  werden  konnten.  In  den  Randdioriten  wächst 
die  Menge  der  farbigen  Gemengteile,  dagegen  Feldspat  nebst  Quarz 
ausfallen,  das  heißt  das  Gestein  wird  gegen  die  Grenzfläche 
hin  konstant  basischer.  Der  Glimmer  desselben  ist  rotbraun  bis 
kolumbinrot  und  möchte  wohl  zum  Phlogopit  eingereiht  werden, 
seine  Menge  vermehrt  sich  auf  Kosten  der  Hornblende,  so  daß  diese 
letztere  fast  gänzlich  ausfällt  und  wir  es  mit  einem  braunvioletten 
Glimmerdiorit  zu  tun  bekommen.  Durch  solche  Vermehrung  der 
Biotite  kommt  es  zur  Ausbildung  von  Parallel-,  beziehungsweise 
Schieferstruktur  und  in  den  äußersten  Randpartien  übergeht  alsdann 
der  Diorit  schließlich  in  braunvioletten  feinstreifigen 
Dioritschiefer.  —  Ein  Teil  der  braunvioletten  massigen  Randdiorite 
am  rechten  Teltschbachgehänge  oberhalb  dem  Bauer  Thannhäuser  ist 
dadurch  ausgezeichnet,  daß  er  viele  korrodierte,  zugerundete  Körner 
von  kolumbinrotem  Granat  als  Einsprengunge  enthält.  Der  letztere 
zeigt  noch  deutliche  Spuren  ursprünglicher  Ausbildung  nach  oo  0  (110) 
und  gehört  dem  Almandin  an,  und  weil  er  als  Strukturzentrum  dient 
—  er  wird  stets  von  Biotit  umkränzt  — ,  so  ist  er  als  eine  frühe 
Bildung    aufzufassen.    Der    Granat   erreicht   Hanf-    bis    Erbsengröße. 

Iti  einem  anläßlich  des  Straßenbaues  neu  eröffneten  Steinbruche 
oberhalb   dem  Anwesen   des    Thannhäuser   kommen   in   den    dortigen 


48  Franz  Kretschmcr.  T481 

basischen  Randdioriten  auch  pegmatitische  Gebilde,  und  zwar  gang- 
förmig vor.  Solcher  Dioritpegmatitist  wesentlich  aus  grobkörnigem 
Plagioklas  und  Quarz  und  1x2  cm  großen  Tafeln  von  M er oxen 
zusammengesetzt,  akzessorisch  ist  Granat. 

Vergleichen  wir  vorstehende  Untersuchungsergebnisse  mit  den 
früheren  oben  angeführten,  insbesondere  den  Dünnschliffanalysen  der 
Diorite,  so  geht  daraus  die  nahe  Uebereinstimmung  der  petrographischen 
Charaktere  hervor.  Betrachten  wir  ferner  rückblickend  den  überaus 
langen  Gangzug  unserer  Dioritmassen,  so  staunen  wir  über  die  auffällig 
gleichmäßige  p et ro graphische  Zusammensetzung  dieser  Horn- 
blendebiotitdiorite  auf  ihrem  langen  Wege,  auf  so  weite  Ent- 
fernungen, was  ein  merkwürdig  gleichmäßig  ch  emisch  gemischtes 
Urmagma  zur  Voraussetzung  hat,  um  solch  gleichartige  Kristal- 
lisationsbedingungen aus  dem  Schmelzfluß  zu  schaffen.  Eine  Differen- 
zierung der  Kristallisationsprodukte  dem  Hauptstreichen  entlang 
hat  nicht  stattgefunden,  sie  war  in  dieser  Richtung  so  gut  wie  aus- 
geschlossen; dagegen  hat  eine  Spaltung  innerhalb  der  Dioritmassen, 
beziehungsweise  ihrer  Ausscheidungsprodukte  senkrecht  auf  das 
Streichen  nach  den  Saalbändern  hin  stattgehabt,  in  der  Weise, 
daß  in  letzterer  Richtung  die  ausgeschiedenen  Massen  sich  an  farbigen 
Silikaten  stetig  anreicherten,  beziehungsweise  dahin  basischer  geworden 
sind  und  gleichzeitig  die  an  Plagioklas  reichen  Massen  im  zentralen 
Kern  des  Ganges  zur  Konzentration  gelangten,  welche  häufig  zur 
porphyritischen  Struktur  hinneigen. 

Randliche  Verdichtung  des  Gesteinskornes  ist  eine  allgemeine  Er- 
scheinung: während  in  der  Gangmitte  ein  grobes  Korn  herrschend 
ist,  erfolgt  gegen  die  Saalbänder  ein  allmähliches  Herabsinken  der 
Korngröße,  letztere  ist  von  der  Abkühlung  der  Intrusivmasse  an 
den  Ganggrenzflächen  bedingt  und  davon  abhängig. 

Damit  ist  Parallelstruktur  in  den  Randpartien  und  gegen  die 
Saalbänder  hin  innig  verknüpft,  welche  sich  bis  zur  Ausbildung  von 
feinstreifigen  Dioritschiefer  steigern  kann.  Dagegen  fehlt  den  zentralen 
Hornblendebiotitdioriten  makroskopisch  jede  Parallelstruktur  und  nur 
u.  d.  M.  konnte  ein  schwacher  Parallelismus  der  Hornblende-Biotit- 
reihen einerseits  und  den  Reihen  der  porphyrischen  Plagioklase  an- 
derseits erkannt  werden,  welche  Erscheinung  wohl  als  ein  fluidales 
Phänomen  aufzufassen  ist.  — 

G.  v.  Bukowski  hat  auf  dem  neuen  Kartenblatte  Mähr.-Neu- 
stadt — Schönberg  nebst  den  dazugehörigen  Erläuterungen  in  Beglei- 
tung seines  „Hornblendegranitites"  noch  einen  „Perlgneis"  ausgeschie- 
den. Dieser  ist  jedoch  nichts  anderes  als  ein  Differentiationsprodukt 
unseres  Hornblendebiotit-Diorits,  welchem  eine  ausgezeichnete 
Parallelstruktur  eignet  und  worin  die  porphyritischen  Bytownit-Ein- 
sprenglinge  als  bis  nußgroße  Augen  erscheinen.  Genetisch  gehört  also 
der  sogenannte  „Perlgneis"  zu  unserem  Dioritgabbrogange,  demzufolge 
dessen  Abtrennung  bei  den  nahen  Beziehungen  zum  Diorit  sich  als 
eine  willkürliche  Aktion  darstellt,  daher  auf  der  beiliegenden  geolo- 
gischen Uebersichtskarte  selbstredend  unterlassen  wurde. 


[49]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im,  Schnee-  und   Iiielcngebirge.         49 

Gesteine  der  graphitführenden  Gebirgsfalte  zwischen  Mähr.- 
Altstadt  und  Goldenstein  1). 

Hochwichtig  und  iin  hohen  Grade  charakteristisch  ist  unser 
Schiefermantel  in  dem  breiten  Räume  zwischen  Mähr.- Alt- 
stadt und  Goldenstein  entwickelt,  er  kann  hier  nicht  nur  auf  Voll- 
ständigkeit aller  seiner  sonstigen  Gebirgsglieder  Anspruch  erheben, 
sondern  es  kommen  hier  noch  hinzu  der  Graphitsattel  bei 
Klein-  und  Groß  würben  nebst  der  angrenzenden  Gra- 
phitmulde bei  Golden  stein. 

Neben  dem  großen  Spaltenausbruch  des  langen  lakkolithischen 
Dioritgabbroganges  haben  seitlich  kleinere  Ausbrüche  des 
diori  tisch-gabbroiden  Magmas  stattgefunden,  wodurch 
sich  das  Auftreten  von  Dioritgneis  (beziehungsweise  dickschiefrigen 
Hornblendegneis),  Gabbroamphiboliten  (Plagioklas-  und  Granat- 
Amphiboliten,  Gabbroamphibolschiefern  und  Hornblenditen,  Horn- 
blendefels), in  der  östlich  angrenzenden  Altstadt-Goldensteiner  stehen- 
den Gebirgsfalte  mit  ihren  Graphitlagern  erklärt. 

Im  Innern  der  Antiklinale  von  Klein-  und  Großwürben  begegnen 
wir  einem  domförmigen  Kern  von  Glimmerschiefer  und 
Schiefergneis,  darauf  folgt  ein  elyptisch  geformter  ringsum  ge- 
schlossener Amphibolitzug,  darüber  im  Hangenden  der  Kalk- 
steinzug  mit  dem  Sattelflöz  lagert,  dessen  lange  Sattelaxe 
5  km,  die  kurze  2-5  km  mißt.  Ueber  dem  letzteren  Kalksteinband  folgen 
nun  an  der  nordöstlichen  Sattelflanke  dickschiefrige  Dioritgneise 
(Hornblendegneis),  während  an  der  südwestlichen  Sattel  flanke  eigen- 
tümliche dichte  und  plattige  Hornfelse  herrschen,  welche  lokal  von 
grobkörnigen  feldspatreichen  Pegmatitmassen  durchsetzt  werden, 
welch  letztere  im  Gegensatze  zum  femischen,  den  salischen  Typus, 
des  dioritisch  -  gabbroiden  Magmas  repräsentieren.  Die  gedachten 
Hornfelse  an  der  südwestlichen  Sattelflanke  sind  überaus  feinkörnige, 
hellweißgraue  Gesteine,  die  als  ein  300  bis  600  m  breites  Gesteins- 
band, den  ringförmigen  Kalksteinzug  mit  dem  Sattelflöz,  zur  Hälfte 
seiner  Peripherie  umfassen.  Unter  dem  Kalksteinring  folgt 
noch  ein  zweites  Band  solcher  hellweißgrauer  überaus  fein- 
körniger Hornfelse,  dessen  Breite  von  200  bis  500m  wechselt  und 
dem  Amphibolitzug  im  Innern  des  Sattelkernes  an  seiner  westlichen 
Flanke  auflagert.  — 

Die  letztgedachten  Gesteine  der  Außenzone  werden  alsdann 
durch  einen  großartigen  ringförmigen  Amphibolitzug  an 
der  äußeren  Sattelperipherie  lückenlos  umschlossen,  worauf  dann  die 
Glimmerschiefer  und  Sedimentgneise  (ähnlich  jenen  des 
Sattelkernes)  die  Reihe  der  zugehörigen  Gebirgsglieder  beschließen. 
Es  muß  jedoch,  um  Mißverständnissen  vorzubeugen,  mit  Nachdruck 
betont  werden,  daß  ein  Teil  dieser  ringförmigen  lagerartigen  Züge 
von  Amphibolit  und  Hornblendeschiefer  sehr  wahrscheinlich  von 
Diabasen  abstammt  und  nicht  zum  Eruptionsgefolge  des  Diorits 
gehört;  nähere  Untersuchungen  fehlen  noch. 


*)  Siehe  die  geol.  Karte  und  das  Profil  1.  c  pag.  23  u.  56. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschnier.)       7 


50  Franz  Kretschmer.  [50] 

In  der  südöstlich  anstoßenden  Synklinale  finden  wir 
zwei  Kalksteinlager  mit  Amphibolitstöcken,  Quarzit- 
lagern  und  Graphitflözen,  welche  die  einander  zufallenden 
Muldenflügel  darstellen,  während  das  Muldeninnere  durch  mächtige 
Hornblendebiotitgneise  (wahrscheinlich vom Diorit abstammend), 
Plagioklas-  und  Granat-Amphiboliten  ausgefüllt  werden, 
welch  letztere  auf  Gabbros  als  Ursprungsgesteine  hinweisen. 

Ob  nach  Analogie  des  benachbarten  großen  Dioritgabbroganges 
auch  die  Hornblendegneise  und  Hornblendebiotitgneise  des  Altstadt- 
Goldensteiner  Graphitgebietes  tatsächlich  von  Dioriten,  die  Plagioklas- 
und  Granat-Amphibolite  von  Gabbros  abstammen,  bleibt  späteren 
Untersuchungen  vorbehalten.  Die  Wahrscheinlichkeit  spricht  dafür 
jedoch  mit  dem  Unterschiede,  daß  wir  uns  die  letztgedachten  Eruptiv- 
gesteine zum  Teil  als  Deckenergüsse  vorzustellen  haben  und  ein 
Teil  der  Amphibolite  insbesondere  die  Granat-Amphibolite  als  stock- 
förmige  Massen  die  Kalksteinzüge  mit  ihren  Graphitflözen  durchbricht 
oder  im  Liegenden  oder  Hangenden  begleitet. 

Unter  dem  Einflüsse  der  gedachten  Eruptivgesteine  machte  sich 
eine  ausgebreitete  Kontaktmetamorph.ose  geltend,  welche  alle 
Sedimente  mit  wechselnder  Intensität  ergriffen  und  den  neuen  Mineral- 
bestand  derselben  geschaffen  hat;  hierbei  wurden  die  Kalksteine 
teils  zu  Marmor,  untergeordnet  Kalksilikatfels,  meist  jedoch  zu 
Diopsidkalkstein  weiterschreitend  zu  Ophikalziten  umgewan- 
delt, die  Sandsteine  ergaben  Quarzite,  die  Tonschiefer  sind  zu 
Phylliten,  Glimmerschiefer  sowie  Schiefergneisen,  die 
sandig-grauwackigen  Gesteine  zu  Hornfelsen  geworden  und  endlich 
die  phytogenen  Sedimente  der  Kontakmetamorphose  zu  Graphit  und 
Graphitschiefer  sowie  Graphitkalkstein  anheimgefallen,  auf 
welchem  sich  seit  ungefähr  100  Jahren  ein  blühender  Bergbau  ent- 
wickelt hat. 

Von  ganz  besonderem  Interesse  ist  es,  die  kontaktmetamorphische 
Bildung  des  Diopsid-Kalksteins  an  einem  Beispiel  im  Dünnschliff  unter 
d.  P.  M.  zu  verfolgen.  Der  Dünnschliff  wurde  aus  jenem  großkörnigen 
zu  Marmor  umgewandelten  Kalkstein  entnommen, 
welcher  im  Hangenden  des  Sattelflözes  lagert  und 
mit  dem  Oberstollen  am  Kiesbergbau  zu  Peterswald 
10  m  ebensöhlig  überfahren  wurde.  Dieses  übrigens  vollständig  frisch 
erhaltene  Gestein  zeigt  starke  Diopsidbildung  auf  allen  Struktur- 
flächen. (Schicht-  und  Zerklüftungsflächen)  in  Form  von  Schmitzen, 
Leisten  und  Adern  dem  Gestein  eingeschaltet. 

Diopsidkalksteinvom  Kiesbergbau  Peterswald. 

Schon  mit  freiem  Auge  und  mit  der  Lupe  kann  an  den  Stufen 
festgestellt  werden,  daß  der  Kalkstein  in  einem  großkörnigen  hell- 
grauen bis  weißen  Marmor  umgewandelt  ist,  derselbe  erscheint 
mit  Eisenkies  (Pyrit)  und  Graphitblättchen  stark  durch- 
schwärmt; ferner  findet  man  darin  einen  olivgrünen  Pyroxen,  in 
bald  größeren,  bald  kleineren  rundlichen  Körnern  und  unregelmäßigen 
Kristallen;    derselbe  zieht    dergestalt  und   in  Leisten   und  Schmitzen 


[51]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  ßielengebirge.         51 

zwischen  den  Kalzitkörnern  hindurch  und  verbreitet  sich  in  zusammen- 
hängenden Ueberzügen  auf  den  Strukturflächen  des  Marmors. 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  bemerkt  man,  daß  der  Marmor 
aus  sehr  verschieden  großen  farblosen  bis  weißen  Kalzitkörnern  zu- 
sammengesetzt ist,  welche  durch  vollkommene  Spaltung  nach  R  (1011), 
demzufolge  scharfe  und  gedrängte  Spaltrisse  charakterisiert  und  all- 
gemein durch  polysynthetische  Zwillingsbildung  nach  1/2  R  (0112)  aus- 
gezeichnet sind,  deren  Zwillingslamellen  schwankende  Breite  zeigen 
und  bis  zur  Feinfaserigkeit  herabsinken.  Im  Schliff  farblos  und  grau- 
lichweiß, bräunlich  und  schwärzlich,  mehr  oder  weniger  stark  bestäubt. 
Starke  negative  Doppelbrechung  w  —  s  =  0*172  bedingt  bei  x  Nikols 
die  blau  und  grün  irisierenden  weißlichen  Interferenzfarben  hoher 
Ordnung.  Zufolge  der  für  den  w-  und  e-Strahl  verschiedenen  Licht- 
brechung, schwankendes  Relief  je  nach  dem  das  Licht  die  Kristall- 
schnitte oder  die  Zwillingslamellen  als  w-  oder  e-Strahl  durchläuft, 
ebenso  tritt  auch  die  Absorption  der  beiden  Strahlen  mit  dem  Sinne 
(o  >  s  auffällig  hervor  und  noch  auffälliger  wird  diese  Erscheinung 
in  den  polysynthetisch  verzwillingten  Kalzitindividuen,  wo  bei  aus- 
geschaltetem Analysator  das  eine  Lamellensystem  farblos,  das  andere 
in  lebhaften  blauen  und  braunen  Farben  erglänzt.  An  der  Peripherie 
der  großen  Kalzitkörner  drängt  sich  ein  kataklastisches  klein- 
körniges Aggregat  von  Kalzit  zwischendurch,  stellenweise 
schreiten  diese  Spuren  mechanischer  Einwirkung  bis  zur  Ausbildung 
von  Mörtelstruktur  fort.  — 

In  solchen  zerbröckelten  Kalziten  und  überhaupt  an  der  Grenze 
der  großen  Kalzitindividuen  begegnet  man  bald  kleinen,  bald 
größeren  Körnern  eines  Diopsid,  dernach  Art  des  Diallag 
durch  lamellaren  Bau  parallel  (100)  scharf  charakterisiert 
erscheint;  die  großen  Körner  sind  mindestens  20 mal  größer  als  die 
kleinen;  Kristalle  fehlen.  Derselbe  ist  im  Schliffe  farblos,  kein  Pleo- 
chroismus,  die  Lichtbrechung  höher  als  im  Kalzit,  daher  das  stärkere 
Relief,  die  Doppelbrechung  ist  nach  Maßgabe  der  orangegelben  und 
die  orangeroten  Interferenzfarben  II.  Ordnung  7  —  a  =  0030  bis 
0-033 ;  die  Auslöschungsschiefe  c :  c  =  37  bis  38°  im  stumpfen  Win- 
kel ß,  welcher  Wert  an  Zahlzeichen  Individuen  gemessen  wurde.  Die 
großen  Diopside  zeigen  einen  Zerfall  in  eine  Anzahl  kleinerer 
Körner  von  verschiedener  optischer  Orientierung.  Daß 
sich  unser  Diopsid  auf  Kosten  des  Kalzits  entwickelt  hat,  geht  aus 
seinen  starken,  gegen  den  Kalzit  gerichteten  Ausbuchtungen  und  Kri- 
stallisationshöfen hervor.  Von  besonderem  Interesse  ist  die  Beobachtung 
von  dem  Vordrängen  der  Diopsidsubstanz  von  Molekül  zu  Molekül 
auf  den  einzelnen  Zwillingslamellen  des  Kalzits,  das  sich 
u.  d.  P.  M.  gut  verfolgen  läßt,  bis  das  ganze  Individuum  davon  er- 
faßt wird. 

Von  den  Nebengemengteilen  ist  der  E  i  s  e  n  k  i  e  s  (Pyrit)  hervor- 
zuheben, an  dem  unser  Kalkstein  außerordentlich  reich  ist  und  wodurch 
derselbe  besonders  charakterisiert  erscheint.  Der  Eisenkies  umhüllt 
einen  großen  Teil  der  großen  Kalzitkörner  an  ihrer  Peripherie,  er  ist 
aber  auch  allerdings  weit  weniger  oft  und  nur  in  kleinen  Individuen 


52  Franz  Kretschmer.  |"52] 

im  Innern  der  Kalzitschnitte  zu  sehen.  Anderseits  sind  schöne,  regel- 
mäßig geformte  kleine  Kalzitrhomboeder  verschiedener  Schnittlage  im 
Eisenkies  eingeschlossen.  Derselbe  läßt  zumeist  die  Form  <x>  0  oo  (100) 

weniger  oft  die  Kombination  — - —  .  oo  Ooo  (210 .  100)  auch  im  Schliff 

a 

deutlich  erkennen,  er  is.t  durch  seine  im  Auffallicht  charakteristische 
speisgelbe  Farbe  und  den  hohen  Metallglanz  leicht  erkennbar,  insbe- 
sondere bei  abgeblendetem  Spiegel.  Nach  obigem  Verhalten  würde 
man  rü-ckschließen,  daß  Kalzit  und  Pyrit  gleichzeitig  kristallisierten, 
was  aber  nicht  ganz  zutrifft.  Daß  das  Schwefeleisen  bereits  im  ur- 
sprünglichen Kalkstein  vorhanden  war,  beziehungsweise  beide  gleich- 
zeitig niedergeschlagen  wurden,  darüber  kann  kein  Zweifel  bestehen, 
jedoch  bei  der  kontaktmetamorphen  Umkristallisation  ist  der  an  Masse 
weit  vorherrschende  Kalzit  zuerst,  unmittelbar  darauf 
der  Eisenkies  ausgeschieden.  Die  Pyritbildung  hat  aber 
bereits  zur  Zeit  der  Kalzitausscheidung  im  beschränkten  Maße 
angefangen  und  hat  ihren  Höhepunkt  erreicht,  als  die 
Kalzitbildung  bereits  aufgehört  hat.  Von  einer  tatsächlich 
jüngeren  oder  späteren  Kiesimprägnation,  wie  Prof.  Weinschenk 
behauptet,  kann  keine  Rede  sein,  dafür  bieten  unsere  Gesteine  keinerlei 
Anhaltspunkte,  diese  steht  auch  mit  dem  einfachen  Bildungsvorgange 
der  letzteren  im  unlösbaren  Widerspruche1). 

Was  endlich  den  akzessorisch  beigemengten  Graphit  betrifft, 
so  bemerken  wir,  daß  nur  vereinzelte  größere  Blättchen  davon  im 
Schliff  zu  sehen  sind,  sie  erscheinen  nicht  immer  völlig  opak,  sondern 
sind  durchscheinend  mit  bläulichem  Lichtschein ;  dagegen  enthält  ein 
Teil,  und  zwar  die  rauchgrauen  Kalzitschnitte  zahllose  Punkteinschlüsse 
von  Graphitstaub  in  feinster  Verteilung  durch  die  betreffenden  Körner 
verbreitet,  wodurch  die  hellgraue  Färbung  unseres  kristallinen  Kalk- 
steins, beziehungsweise  Marmors  bedingt  wird. 

Diopsidkalkstein   von    der  Schnaubeltkoppe    zu   Klein- 
würben. 

Zu  den  hervorragend  charakterisierten  Vertretern  seiner  Art 
gehört  der  Diopsidkalkstein  mit  seinen  schönen  Diopsidkristallen, 
welchen  Verf.  auf  der  Schnaubeltkoppe  oberhalb  Kleinwürben  im  Han- 
genden des  dort  durchstreichenden  Sattelflözes  in  einem  kleinen  Stein- 
bruch aufgefunden  hat.  Es  bricht  daselbst  ein  dunkelgraublauer  mittel- 
körniger kristalliner  Kalkstein  mit  reicher  Graphi  t  Imprägnation,  der 
in  Form  kleinster,  stark  metallisch  glänzender  Blättchen  und  eben- 
solchen Körnern  dem  Gestein  eingestreut  ist;  weniger  reichhaltig  ist 
derselbe  mit  Eisenkies  eingesprengt;  ferner  findet  sich  darin  als 
Nebengemengteil  ein  stark  perlmutterglänzender  Muskovit  in  kleinen 
Schüppchen  verstreut.  — 

Dieser  kristalline  Kalkstein  enthält  zahllose  Kristalle  und 
Körner  von    Diopsid   eingewachsen,    welche   insbesondere    an    den 


*)  Zur  Kenntnis  der  Graphitlagerstätten.  Abhdlgn.  d.  k.  bayr.  Akademie,  d. 
Wiss.  IJ.  Gl.  XIX.,  II.  Abt.,  München  1897,  pag.  19. 


[53]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         53 

Strukturflächen  und  anderen  freiliegenden  Flächen  der  Verwitterung 
ausgesetzt,  alsdann  die  Diopside  frei  hervorragen  läßt;  dieselben 
erreichen  15-  20  mm  Länge,  bei  5 — 6  mm  Breite,  dagegen  die  kleinen 
Kristalle  nur  5 — 3  mm  und  darunter  lang  werden,  sie  sind  jedoch  in 
um  so  größerer  Zahl  eingewachsen.  Die  meisten  Diopsidkristalle  sind 
bloß  in  der  Prismenzone  entwickelt,  mit  folgenden  nach  ihrer  abstei- 
genden Größe  geordneten  Flächen: 

00     P    OO    (100)  .  00     P    00    (010)  .  00     P    (110) 

dagegen  Endflächen  fehlen.  Vollständig  ausgebildete  Individuen  mit 
Endflächen  sind  nicht  allzu  häufig,  alsdann  treten  zu  den  bereits  an- 
geführten noch  folgende  Flächen  hinzu: 

o  P  (001) .  2  P  oo  (021) .  Va  P  (312) 

Der  Habitus  solcher  Kristalle  besitzt  große  Aehnlichkeit  mit  dem- 
jenigen des  Diopsids  von  der  Schwarzenstein-Alpe  im  Zillertal x)  und 
aus  dem  Alatal  (Testa.  Ciarvo)2).  Spaltbarkeit  nach  oo  P  (110)  ist 
an  den  Prismenquerschnitten  senkrecht  c  sehr  gut  zu  sehen,  die 
Spaltrisse  sind  häufig  so  dicht  gedrängt,  daß  Feinfasrigkeit  parallel 
c  entsteht;  sehr  gute  Teilbarkeit  nach  (001)  scharf  ausgeprägt,  Spalt- 
barkeit sowohl  nach  (100)  als  auch  nach  (010)  gleichvollkommen. 
Die  Farbe  dieser  Kristalle  ist  eisenschwarz,  infolge  massen- 
hafter Graphitein  Schlüsse;  merkwürdigerweise  sieht  man  nächst 
diesen  graphitgeschwärzten  Individuen  auch  solche,  die  von  Graphit 
frei,  zu  den  hellgefärbten  Diopsiden  gehören,  sie  sind  grünlichweiß 
und  gelblichweiß ;  die  ersteren  sind  matt,  auf  Bruchflächen  oft  metal- 
lisch glänzend,  letztere  dagegen  glasglänzend.  Außer  den  Graphitein- 
schlüssen bekommen  wir  in  diesen  säulenförmigen  Diopsiden  auch 
zahlreiche  Pyrite  zu  sehen,  da  und  dort  mehr  oder  weniger 
angehäuft. 

Verf.  hat  diesen  Diopsidkalkstein  bereits  früher  kurz  beschrieben 
in  seiner  Abhandlung  „Die  Graphitablagerung  bei  Mähr.- Altstadt  und 
Goldenstein",  jedoch  den  schwarzen  Diopsid  für  Augit  gehalten3). 
Später  sandte  Verf.  einige  charakteristische  Stufen  mit  schönen  Diop- 
siden an  das  mineralogisch-petrographische  Institut  der  Deutschen 
Universität  Prag,  wo  Prof.  A.  Pelikan  den  Pyroxen  eingehend  unter- 
suchte und  denselben  als  einen  tonerdereichen,  eisenarmen  Leukaugit 
beschrieben  hat4).  Eine  im  späteren  Zeitpunkte  durch  R.  v.  Zeynek 
ausgeführte  chemische  Analyse  ergab  jedoch  einen  fast  reinen  Kalk- 
magnesia-Diopsid5).  Danach  hat  unser  Altstädter  Diopsid  nach- 
folgende prozentische  Zusammensetzung: 


x)  C.  Hintze,  Mineralogie  II.  Bd.,  pag.  1059. 
2)  Ebendaselbst  pag.  1068. 
8)  L.  c.  pag.  28. 

4)  Tschermacks  Min.-petr.  Mitt.,  19.  Bd.  1900,  pag.  106—110. 

5)  Tschermacks  Min.-petr.  Mitt.,  19.  Bd.  1900,  pag.  338—339. 


54  Franz  Kretschmer.  |"541 


Franz 

Kretschmer 

I. 

II. 

Molekular- 

Proz 

ent 

prozente 

Kieselsäure  Si02 

51-76 

5200 

0-867 

Tonerde  AL>  03    .     . 

165 

1-70 

0-016 

Eisenoxyd  F203  .     . 

035 

0-35 

0002 

Eisenoxydul  FeO 

0-69 

0-71 

0010 

Kalkerde  CaO     .    .    . 

25-78 

25-92 

0-463 

Magnesia  MgO    .     . 

.     18-35 

1845 

0462 

Natron  Na20      .     . 

0-86 

0-87 

0  014 

Wasser  H20  .     .     .     . 

0-51 

— 

— 

Kohlenstoff  C      .     . 

052 

— 

— 

Zusammen    .     . 

100-47 

100-00 

— 

Die  bei  diesem  Anlasse  von  Pelikan  gefundene  Doppelbrechung 
Y — a  —  0-0157  ist  für  Diopsid  so  auffallend  schwach,  daß  dieser 
Wert  unmöglich  richtig  sein  kann,  denn  derselbe  ist  für  Diopsid  all- 
gemein mit  0029  ermittelt  worden  (siehe  das  Farbenschema  von 
Michel  Levy  und  Lacroix),  womit  auch  die  vom  Verf.  weiter  oben 
für  den  Diopsid  des  demselben  Vorkommen  angehörigen  kristallinen 
Kalkstein  (Marmor)  vom  Kiesbergbau  Peterswald  gefundene  Differenz 
der  Brechungsexponenten  y  —  «  =  0 030  bis  0033  nicht  nur  in  naher 
Übereinstimmung  steht,  sondern  noch  etwas  größer  ist.  Dagegen  ist 
die  Lage  der  I.  Mittellinie  für  den  Kleinwürbener  Diopsid  <  c.c 
für  Na  Licht  =  36°  36 '  für  Li  Licht  36°  51 '  gefunden  worden,  was  mit 
dem  für  den  Peterswalder  Diopsid  gefundenen  Winkelwert  c:  c  = 
=  37  —  38°  gut  übereinstimmt.  Ferner  erhielt  Pelikan  2  Ea  für  Na 
Licht  =  110°  1'  und  für  rotes  Licht  112°  30'  und  daraus  2  Vna  = 
=  55°  57'  und  2   Vli  =  56°  36 ;   welcher  für  Diopsid  klein  erscheint. 

Auch  der  kristalline  Kalkstein  aus  dem  zum  Hauptaufschlußbau 
dienenden  Aloisstollen  des  Graphitbergbaues  bei  Klein- 
würben ist  zum  größeren  Teil  Diopsidkalkstein,  welcher 
das  Sattelflöz  im  unmittelbaren  Liegenden  und  Hangenden  konstant 
begleitet. 

Ein  weiterer  Teil  dieser  kontaktmetamorphen  Kalksteine  besteht 
aus  einem  Gemenge  vonMuskovit,  Kalzitindividuen,  Diop- 
sid, Graphitkörnern  und  -Schuppen  als  Hauptgemengteilen 
nach  ihrer  abnehmenden  Menge  geordnet;  akzessorisch  erscheint 
Magnetit,  spärlich  Granat.  Man  kann  deutlich  verfolgen,  daß  der 
Diopsid  auf  den  zahllosen  pseudorhomboedrischen  Spaltungsklüften  und 
sonstigen  Strukturklüften  des  Kalksteins  später  eingewandert  ist  und 
sich  dort  angehäuft  hat.  Es  ist  leicht  begreiflich,  daß  solcher  Muskovit- 
Diopsidkalkstein  mit  HCl  behandelt  bloß  ein  sehr  schwaches  Auf- 
brausen zeigt;  derselbe  fühlt  sich  überdies  sehr  fettig  an  und  dürfte 
wohl  dieser  Muskovit  zum  Serizit  zu  stellen  sein. 

Des  öfteren  wurde  eine  Wechsellagerung  von  hellgrünem 
bis  schwarzgrünem  Diopsid  in  zentimeterdicken  Leisten  und  Trüm- 
mern mit  blendendweißen  Kalzitschnüren  und  -Lagen  beobachtet. 
Der  erstere  ist  teils  rundkörnig,  teils  fasrig,  Kristalle  selten ;  mitunter 


|55|        Der  mptambrphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Hielengebirge.         55 

ist  der  Diopsid  mit  Graphitschüppchen  imprägniert  und  dann  schwarz 
gefärbt. 

Aehnlichem  Diopsidkalkstein  begegnen  wir  auch  im  Hubertstollen 
am  Baderberge  bei  Goldenstein,  wo  derselbe  das  unmittelbare  Han- 
gende und  Liegende  des  Baderberg-Graphitflözes  bildet  und  von 
mannigfaltigen  Gabbro-Amphiboliten  durchbrochen  wird.  — 

Auf  der  obgenannten  Schnaubeltkoppe,  und  zwar  in  der 
Lokalität,  wo  sich  die  alten  Graphitschürfungen  des  ülmützer  Kauf- 
mannes Hirsch  in  der  dortigen  Josefszeche  befinden,  hat  der  Verf. 
einen  bemerkenswerten  Andalusitkalkstein  gefunden,  der  für 
den  kontaktmetamorphischen  Charakter  dieser  Kalksteinmassen  sehr 
bezeichnend  ist ;  darin  der  Andalusit  in  schönen  rhombischen  Prismen 
entwickelt  erscheint.  Der  zwischengelagerte  Muskovitgneis  enthält  bis 
zollgroße  Muskovittafeln.  Weiter  aufwärts  am  Teltschhübel,  dort, 
wo  die  Barbarazeche  gelagert  erscheint,  wurde  vom  Verf.  ebenfalls 
Andalusit- Kalk  stein  gefunden.  — 

Das  zum  Teil  marmorisierte  Kalksteinlager  im  Hangenden  des 
Baderbergflözes  bei  Schlögelsdorf  führt  nächst  der  Fleischerkapelle 
neben  Graphitschuppen  eine  mehr  oder  weniger  große  Menge  von 
Gramatit.  Derselben  kontaktmetamorphen  Gesteinszone  gehören 
auch  die  teilweise  marmorisierten  Kalksteine  von  Setzdorf,  Sorge  und 
Wildschütz  an,  welche  ebenfalls  neben  Graphitschuppen  viele  Grama- 
titsäulen  enthalten.  — 


Die  Hornfelse  an  der  südwestlichen  Sattelflanke,  beiderseits 
des  Teltschbaches  nächst  Kleinwürben. 

Mannigfaltig  und  charakteristisch  ausgebildete  Hornfelse  sind  in 
den  Steinbrüchen  am  rechten  Teltschbachgehänge  knapp  unterhalb 
Kleinwürben  aufgeschlossen,  und  zwar  sind  hier  folgende  Typen  ver- 
treten : 

1.  Hellweißgraue  feinstreifige  Andalusit-Biotithornfelse, 
als  das  vorherrschende  Hauptgestein, 

2.  dunkelbraunvioletter  Biotit-Feldspathornfels  und 

3.  berggrüner  chloritisierter  Biotit-Feldspathorn- 
fels andalusitführend,  als  dagegen  zurücktretende  auf  einzelne 
Bänke  beschränkte  Felsarten. 

Makroskopische  Untersuchung  unter  Mithilfe  des  binokul. 
Mikroskops : 

ad  1.  Der  hellweißgraue  streifige  Hornfels  erscheint 
uns  als  eine  Anordnung  des  Andalusits  in  Körnerreihen,  in  dem 
herrschenden  überaus  feinkörnigen  Feldspatquarzgemenge  mit 
Hornfelsverband ;  und  zwar  heben  sich  namentlich  auf  den  Schiefe- 
rungsflächen im  Längsbruche  die  stark  glitzernden  Spaltflächen  des 
Andalusits  ab,  man  sieht  längliche,  bald  breitere,  bald  schmälere 
Leisten,  und  erkennt  seine  langprismatischen  Gestalten  kreuz  und 
quer  umherliegen.  Akzessorisch  ist  Hornblende  in  Körnern  und 
Schmitzen  sowie  schwarzbraune  Flecken  bestehend  aus  Ilmenit  nebst 
Magnetit.  Als  Folge  fortschreitender  Umwandlung  und  damit  zusammen- 


56  Franz  Kretschmer.  f 56] 

hängender  Druckwirkung  verbreiten  sich  auf  den  Schieferungsflächen 
mannigfaltig  verwachsene  Muskovitaggregate,  dagegen  im  Quer- 
bruche davon  fast  nichts  zu  sehen  ist;  sie  haben  sich  gewiß  auf 
Kosten  des  Andalusits  und  Plagioklas  gebildet.  Indem  sich  der  Mus- 
kovit  fortgesetzt  anreichert,  übergeht  der  im  gedachten  Kontakthofe 
herrschende  Hornfels  schließlich  in  einen  gneisähnlichen  Mus- 
kovit-Feldspathornfels.  Sehr  bemerkenswert  und  auffällig  sind 
die  dem  herrschenden  weißen  glimmerfreien  Hornfels  parallel  zur 
Foliation  eingeschaltete,  1  bis  10  mm  dicke  Lagen  von  schwarzgrüner 
prismatischer,  blättriger  und  faseriger  Hornblende  im  innigen 
feinkörnigen  Gemenge  mit  farblosem  Feldspat. 

ad  2.  Der  dunkelbraunvioletteBiotit-Feldspathorn- 
fels  erscheint  als  ein  überaus  feinkörniges  Plagioklas-Quarz- 
gemenge,  sehr  reich  mit  schwarzbraunem  Meroxen  und  gelbbraun 
durchsichtigem  Phlogopit  verwachsen,  es  sind  durchwegs  kleinste 
Schüppchen  von  unvollständiger,  beziehungsweise  skelettartiger 
Ausbildung,  wie  in  Hornfelsen  Regel. 

ad  3.  Der  olivengrüne  bis  berggrüne  Biotithornfels 
besteht  zumeist  aus  viel  Feldspat,  wenig  Quarz,  mehr  oder  weniger 
mit  Biotit  in  Blättchen  durchwachsen,  akzessorisch  ist  schwarzgrüner 
Amphibol  wohl  meist  in  Form  von  Skeletten.  Es  treten  darin  helle 
Schieferlamellen  auf,  worin  die  farbigen  Gemengteile  ganz  ausfallen. 
Infolge  Verwitterung  werden  Biotit  und  Hornblende  zu  Chlorit  um- 
gesetzt, gleichzeitig  scheidet  sich  eine  Menge  Ilmenit  aus,  der  in 
Form  schwarzbrauner  Flecken  und  Warzen  die  Strukturflächen  über- 
zieht, außerdem  bilden  kolumbiurote  Granate  neben  Magnetit  spär- 
liche Uebergemengteile.  Der  berggrüne  Biotithornfels  wechsellagert 
mit  dem  braunvioletten  in  Form  paraller  Streifen  oder  regellosen 
Striemen.  Obige  drei  Hornfelsarten  sind  miteinander  durch  alle  mög- 
lichen Uebergänge  verknüpft  und  man  sieht  an  den  Steinbruchswänden 
wie  rasch  diese  GesteinsabänderUngen  miteinander  abwechseln  und 
wie  groß  ihre  Mannigfaltigkeit  ist.  — 

Andalusitbiotithornfels. 

Von  der  oben  sub  1.  angeführten,  weitaus  vorherrschenden  hell- 
weißgrauen  Felsart  enthüllt  das  P.  M.  im  Dünnschliff  reihen- 
förmig  angeordnete  An  dal  usite,  welche  im  Bilde  weitaus  vorwalten, 
und  von  grünbraunen  Biotitschnüren  umflochten  werden,  da- 
zwischen flach  ausgewalzte  feinkörnige  Quarz -Feldspataggregate 
hindurchziehen.  Die  ausgezeichnet  parallele  Anordnung  dieser  Kom- 
ponenten läßt  die  vollkommene  Schief  erstruktur  scharf  markiert 
hervortreten,  womit  die  Quetschung  des  Gesteins  senkrecht  zur  Schie- 
ferung Hand  in  Hand  geht;  gleichzeitig  finden  wir,  daß  überall  im 
Gestein,  insbesondere  in  den  Andalusitaggregaten  der  Hornfels- 
v  erb  and  zur  Geltung  kommt.  Als  akzessorische  Gemengteile  sind 
zu  nennen:  Große  Muskovitlamellen  im  Gestein  einzeln  zerstreut,  sie 
zeigen  schönen  Zonenbau  und  hohe  Doppelbrechung,  daher  die  auf- 
fallend lebhaften  Interferenzfarben.  Erze  fehlen  dem  Gestein  gänz- 
lich. — 


[571     I^*'1"  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im,  Schnee-  und  Bielengebirge.         f)7 

Der  Andalusit  zeigt  zum  Teil  quadratische,  zum  Teil  rund- 
liche Querschnitte  sowie  linsenförmige  Anschwellungen,  seine  Körner 
sind  von  Biotit  umsäumt,  gewöhnlich  ist  er  so  massenhaft  mit  kohliger 
Substanz  erfüllt,  daß  er  schwarzlich  pigmentiert  und  dann  nähere 
optische  Bestimmungen  daran  unausführbar  sind.  Dessenungeachtet 
kann  man  an  vielen  Schnitten  die  gute  Spaltbarkeit  nach  (110)  gut 
erkennen,  welche  dicht  gedrängte  Längsrisse,  in  Querschnitten  recht- 
winklig sich  kreuzende  Risse  liefert;  sehr  charakteristisch  für  unseren 
Andalusit  ist  die  siebartige  Durchlochung  mit  einer  Unmasse 
kleinster  Quarzkörnchen  und  Kristallenen.  Interessant 
ist  die  Tatsache,  daß  man  in  solch  schwärzlich  pigmentierten  Anda- 
lusit in  zentraler  Lage  einen  einzigen  größeren  Quarzkristall  der 
Form  oo  P  .  R  .  — R.  seltener  mehrere  solcher  erblickt,  die  merk- 
würdigerweise vollständig  einschlußfrei  und  farblos  sind. 

Das  lagenweise  zwischengeklemmte  Quarzfeldspataggregat  be- 
steht zumeist  aus  Quarz,  daran  reiht  sich  der  Menge  nach  Ortho- 
klas und  diesem  das  Gleichgewicht  haltend  Plagioklas,  mit  teils 
sehr  dünnen  linienartigen,  teils  breiten  Zwillingslamellen  nach  dem 
Albitgesetz,  was  auf  verschiedene  Mischungsglieder  der 
Kalknatronfeldspate  schließen  läßt.  — 

Andalusitführender  Biotit-Feldspathornfels. 

Bei  Durchsicht  des  Dünnschliffs  u.  d.  P.  M.  des  oben  sub  2 
angeführten  braun  violetten  Hornfelses  fällt  uns  sofort  die 
große  Menge  Biotit  auf,  die  in  riemenförmiger,  mehr  oder  weniger  ge- 
wundener und  verflochtener  Anordnung  zwischen  den  übrigen  Kom- 
ponenten von  fast  durchwegs  geringer  Licht-  und  Doppelbrechung 
hindurchzieht.  Diese  letzteren  stellen  ein  überaus  feinkörniges  Gemenge 
von  herrschendem  Orthoklas  und  Plagioklas  mit  Quarz 
in  auf  und  ab  schwankender  Menge;  akzessorisch  sind  in  ein- 
zelnen Teilen  des  Dünnschliffes  zusammengescharte,  von  Graphit 
erfüllte  Andalusit e,  die  sich  meist  in  der  Nähe  des  Biotits 
finden;  Erze  sind  selten  oder  fehlen  gänzlich;  farbloser  Titanit  in 
wenigen  Individuen  von  zum  Teil  spitzrhombischem  Querschnitt  er- 
scheint im  Schliff  einzeln  zerstreut.   — 

Die  Feldspate  gehören  teils  zum  Orthoklas  mit  perthiti- 
schen  Verwachsungen,  teils  ohne  solche;  der  Plagioklas  ist 
teils  aus  überaus  feinen  Zwillingslamellen  nach  dem  Albitgesetz  auf- 
gebaut, zumeist  aber  bloß  Zwillingshälftlinge.  Sehr  häufig  sind  Quarz- 
einschlüsse im  Feldspat,  womit  derselbe  mitunter  siebartig 
durchlocht  erscheint,  es  sind  entweder  unregelmäßige  Körner  oder 
Kristalle  der  komb.  Form  oo  P .  R  . — R;  die  feinen  Zwillingslamellen 
lassen  auf  den  sauren  Charakter  der  Plagioklasmischung  schließen. 

Der  Biotit  erteilt  der  frischen  Felsart  ihre  braun  violette  Farbe 
und  besitzt  die  für  Hornfelse  charakteristische  rudimentäre  und 
skelettartige  Ausbildung  seiner  Formen:  es  sind  kleinste,  überaus 
feinfaserige,  zum  Teil  strukturlose  Blättchen  und  Leisten,  gewöhnlich 
parallel  zur  Schieferungsebene,  riemenförmig  ausgezogen,  kein  Zonen- 
bau, dagegen   tiefe  Eigenfarbe   braungrün,   seltener  braun,   daher  nur 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer  )       8 


58  Franz  Kretschmer.  [581 

wenig  charakteristische  und  seltene  Interferenzfarben ;  der  Pleochrois- 
inus  ist  a  braungelb,  b  und  e  tiefbraun  bis  schwarz.  Dieser  schlecht 
entwickelte  Biotit  ist  parallel  zur  Schieferung  verteilt,  dergestalt,  daß 
die  Schieferlamellen  dadurch  in  deutlicher  Weise  markiert  erscheinen. 
Alle  übrigen  Komponenten  sind  ebenfalls  kleinkörnig  ausgebildet,  stoßen 
meistens  stumpf  aneinander,  wodurch  typische  Hornfelsstruktur 
zum  Ausdruck  kommt,  weniger  häufig  ist  ein  verzahnter  Eingriff  der 
Körner.  Auch  ist  das  gegenseitige  Umschließen  der  Hauptgemeng- 
teile für  den  Hornfelscharakter  entscheidend.  — 

Durch  Verwitterung  geht  der  Biotit  in  faserigen  Chlorit  über, 
welcher  nach  seinem  optischen  Verhalten  zum  Klinochlor  zu 
rechnen  ist,  wie  ich  mich  an  den  Dünnschliffen  der  beiden  Felsarten, 
sub  2  und  3  überzeugt  habe.  Indem  solche  Chloritisierung  in 
dem  frischen  Gestein  nach  Striemen  sowie  in  regellosen  Zonen  vor 
sich  geht,  bis  schließlich  ganze  Schichten  davon  ergriffen  werden  und 
dann  daraus  der  sub  3  angeführte  berggrüne  chloritisierte  Feld- 
spathornfels  hervorgeht.  — 


Es  ist  nicht  im  Rahmen  dieser  Arbeit  gelegen,  die  mannig- 
faltigen Gesteinsarten  des  gewaltigen  Dioritgabbroganges  einer  er- 
schöpfenden Untersuchung  zu  unterziehen,  dies  soll  für  später  auf- 
gespart bleiben;  hier  wurden  oben  nur  die  wichtigsten  und  die 
bisher  unbekannten  Gesteinstypen  hervorgehoben,  in  eingehender 
Weise  untersucht  und  besprochen,  worauf  man  sich  beschränkt,  weil 
der  Schwerpunkt  vorliegender  Arbeit  in  der  unten  folgenden  genauen 
Untersuchung  und  Besprechung  der  überaus  mannigfaltigen  Pyro- 
xenite  und  Peridotite  liegt. 

Das  Schieferdach,  welches  der  gewaltige  lakkolithische 
Dioritgabbrogang  aufgehoben  hat,  erscheint  wohl  an  den  beiden 
Flügeln  im  hohen  Maße  unsymmetrisch,  dessenungeachtet  ist  es 
beiderseits  fast  mit  denselben  Gebirgsgliedern  entwickelt  und  be- 
steht aus  mannigfaltigen,  in  den  obigen  Profilen  angeführten  kontakt- 
metamorphisch  weitgehend  veränderten  Sedimenten,  die  sich  als  eine 
über  den  Eruptivmassen  aufgestülpte  Kappe  darstellen,  davon  die 
Scheitelkalotte  seither  durch  die  Erosion  weitgehend  abgetragen  wurde. 
Während  der  Intrusion  der  gedachten  Massengesteine  sind  nicht  allein 
die  mannigfaltigen  Schiefer  und  Gesteine  der  Sedimentkappe  kontakt- 
metamorphisch  beeinflußt  und  aufgehoben  worden,  sondern  es  bahnten 
sich  auch  die  ultrabasischen  Spaltungsprodukte  des  Restmagmas  ihren 
Weg  teils  auf  den  Schichtfugen  der  umschließenden  Sedimente,  oder 
erstere  durchbohrten  letztere  auf  Schlotten  diatrematisch,  indem  die 
magmatischen  Gase  die  Schichtgesteine  durchschlugen,  wodurch  die 
Wege  geschaffen  wurden,   auf   denen  das  Magma   sofort    empordrang. 

Neben  den  Deckenergüssen  auf  dem  Gebirgssattel  und  der  an- 
grenzenden Mulde  zwischen  Mähr.-Altstadt  und  Goldenstein  erfolgte 
gleichzeitig  in  der  Nachbarschaft  die  Intrusion  des 
dioritisch-gabbroiden  Ganglakkolithen,  welcher  zuletzt 
langsam  erstarrte,  wobei  sich  in  den  zentralen  Gangteilen  die  sauren 
Glieder,   in   den   Randteilen   und   gegen   die  Saalbänder  hin,  mannig- 


[591       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         59 

faltige  Gabbroamphibolite  als  basischen  Gliedern,  dieser  merkwürdigen 
Massengesteinsreihe  ausgeschieden  haben.  Nachdem  solcherart  die 
gedachte  großartige  Hauptspalte  geschlossen  war,  hatte  das  Magma 
in  der  Tiefe  nur  noch  den  nötigen  Druck,  um  die  ultrabasischen 
Gesteine,  und  zwar  die  Peridotite  und  Pyroxenite  in  der  Richtung 
des  geringsten  Widerstandes  nach  der  Erdoberfläche  zu  fördern. 

Die  Ursachen  für  die  Eruption  sowie  für  die  Metamorphose 
unserer  Diorit-  und  Gabbrogesteine  sind  in  dem  Auftreten  und  der 
Fortdauer  der  tektonischen  Störungen  des  Gebietes  zu  suchen,  womit 
die  Gebirgsbildung,  das  heißt  die  Erhebung  des  Glatzer  und  Spieg- 
litzer  Schneegebirges  sowie  des  Reichensteiner-  und  Bielengebirges 
im  ursächlichen  Zusammenhange  stehen.  Die  große  Spaltentektonik 
und  die  Intrusion  unserer  Gangmassen  stehen  in  einem  innigen  ur- 
sächlichen Kausalzusammenhange;  dieselben  verhalten  sich  gegen- 
einander wie  Ursache  und  Wirkung;  sie  bedingten  sich  gegenseitig 
und  sind  fast  gleichzeitiger  Entstehung  derart,  daß  Spaltenbildung 
und  Intrusion  unmittelbar  aufeinander  folgten.  Die  Massenbewegungen 
bei  der  Gebirgsentstehung  äußerten  sich  in  der  Quetschung  der 
Diorit-  und  Gabbrogesteine,  woraus  sich  je  nach  der  Nachgiebigkeit 
gegen  diese  tangentialen  Druckkräfte  und  dem  Alter  ihres  Ausbruches 
proportional,  ein  mehr  oder  weniger  hoher  Grad  von  Parallelstruktur 
und  Schiefrigkeit  der  verschiedenen  Gesteinstypen  ergeben  hat,  was 
schließlich  zur  Gneisstruktur  führte,  und  zwar  sind  die  Horn- 
blendebiotit-Dioritgneise  des  Altstadt-Goldensteiner 
Graphitgebietes  sowie  die  randlichen  Hornblendediorit- 
gneise  des  Ganglakkolithen  am  vollkommensten  mit  der  ge- 
dachten gneisartigen  Parallelstruktur  ausgestattet,  dagegen  die  zen- 
tralen Hornblendebiotitdiorite  des  in  Rede  stehenden  Gang- 
lakkolithen ihre  granitisch-grobkörnige  und  dickbankige 
Struktur  noch  am  besten  bewahrt  haben,  weil  sie  während  ihrer 
Intrusion  den  gebirgsbildenden  Druckkräften  weniger  intensiv  sowie 
auch  zeitlich  im  geringeren  Maße  getroffen  wurden.  — 


Ueberblicken  wir  an  der  Hand  der  beigegebenen  geologischen 
Karte  (Tafel  1)  das  dargestellte  Gesamtgebiet,  so  erscheint  uns  der 
gewaltige  Dioritgabbrogang  als  eine  merkwürdige  geologische  Einheit, 
welche  samt  ihrer  beiderseitigen  unsymmetrischen  Schieferhülle  ein- 
geklemmt ist  einerseits  zwischen  die  große  Granitgneiskuppel  der 
Kepernik-Hochschargruppe  im  Ost,  des  Friedeberger  Granitstock- 
werkes im  Nord,  sowie  anderseits  die  Gneismasse  des  Bielengebirges 
nnd  schließlich  den  Granitgneisfächer  des  Spieglitzer  Schneegebirges 
im  West,  welcher  bis  in  den  Baudenwald  fortsetzt  und  darüber  hinaus 
im  Kreidegolf  von  Schildberg  bespült  wurde.  Wir  befinden  uns  also 
in  einer  mannigfaltigen  petrographischen  Provinz,  worin  die  weitaus 
vorherrschenden  sauren  Granitgneise,  über  die  dagegen  stark  zurück- 
tretenden intermediären  Diorite  und  Dioritgneise,  als  auch  die  basi- 
schen Gabbroamphibolite  bis  zu  den  ultrabasischen  Pyroxeniten  und 
Peridotiten  reichen,  welch  letztere  sporadische  Stockgesteine  an 
kein  bestimmtes  Niveau  gebunden  sind.  In  der  Gefolgschaft  der 
Keperniker  Granitgneismassen  befinden  sich  gigantische  Stockgesteine, 


60  Franz  Kretschmer.  [60] 

und  zwar  Stockpegmatite  und  Stockaplite  sowie  die  Alkaligranitit- 
aplite  von  Neudorf,  daran  schließt  sich  die  eigentliche  Ganggefolg- 
schaft, bestehend  aus  schwachen  Gangpegmatiten  und  Gangapliten 
sowie  schwachen  Gängen  von  Minettefels. 

Dieser  letztere  erscheint  als  Rest  unseres  dioritisch-gabbroiden 
Magmas  und  stellt  sich  insofern  als  ein  wertvolles  Glied  in  der  Reihe 
der  Altersfeststellungen  dar,  als  er  unterdevonischen  Phyllit  durch- 
bricht, also  jünger  als  Devon  ist,  demzufolge  wohl  auch  den  übrigen 
Eruptivgesteinen  ein  postdevonisches  Alter  zukommt.  Wir  wissen 
übrigens,  daß  unsere  Gneiskuppeln  am  Ende  der  Kulmperiode  auf- 
gepreßt worden  sind1). 

Die  Tatsache,  daß  die  sauren  Glieder  unserer  eruptiven 
Gesteinsreihe  in  gigantischen  Kuppeln  oder  im  weitgespannten  Fächer 
auftreten,  dagegen  die  intermediären  und  basischen  Massen  nur 
als  relativ  viel  kleinere  lakkolithische  Gänge  oder  Massive  (Zöptau) 
und  die  ultrabasischen  als  kleine  Stöcke  erscheinen,  läßt  sich  auf  eine 
intratellurische  Differentiation  des  Magmas  zurückführen,  dabei  das- 
selbe der  Schwerkraft  folgend  sich  nach  dem  spezifischen  Gewichte 
sonderte,  deshalb  zuerst  die  oben  liegenden,  weil  leichteren  sauren 
Massen  zur  Förderung  gelangten,  dagegen  die  schweren  basischen 
Bestandteile  aus  größerer  Tiefe  bloß  in  Form  weit  weniger  umfang- 
reicher Batholithe  oder  Gänge  die  Erdoberfläche  erreichten,  die  ultra- 
basischen Gesteine  sich  gar  nur  als  untergeordnete  Ausläufer  des 
tiefsten  Magmaherdes  darstellen.  — 


Die  tektonischen  Verhältnisse  des  Gebietes,  bzw.  des  Gang- 
lakkolithen  und  seines  Scliiefermantels. 

(Hierzu  die  geologische  Karte  Tafel  I.) 

Nachdem  wir  die  Petrographie  und  Stratigraphie  im  wesentlichen 
und  an  einer  Reihe  ganz  neuer  für  Mähren  bisher  unbekannter  Gesteins- 
typen eingehend  erörtert  haben,  gelangen  wir  nunmehr  zur  näheren 
Untersuchung  und  Schilderung  der  denkwürdigen  Tektonik  unseres 
Dioritgabbroganges  an  der  Hand  der  beiliegenden  geologischen  Karte. 

Der  große  Dioritgabbrogang  im  Spieglitzer  Schnee-  und  dem 
Bielengebirge  beginnt  im  SSW  an  der  Marc htal-B uschiner 
Bruchlinie  und  endigt  im  NW  vor  Weißbach  nächst 
Ja u er n ig,  wo  er  an  dem  großen  sudetischen  Randbruch 
abgeschnitten  wird;  derselbe  hat  eine  Gesamtlänge  von  54-6  km 
und  eine  schwankende  Breite  von  1*2  bis  1-4  km  an  den  schmalen 
und  2*3  bis  2*5  km,  an  den  breiten  Stellen,  2*7  bis  3'0  km  im  Maximum ; 
durchschnittlich  22  km  soweit  derselbe  unversehrt  geblieben  und  nicht 
an  dem  sudetischen  Randbruche  abgesunken  ist.  Der  nicht  abgesunkene 
Teil  hat  daselbst  nur  eine  stehengebliebene  Breite  von  0-5  km  an  der 
schmälsten  und   l'bkm  an  der  breitesten  Stelle. 

Die  geologische  Erscheinungsform  dieses  gewaltigen  Ganges  von 
Diorit   und  Gabbro    macht   in  dem  Teile,  welcher  an  dem  Buschiner 


*)  rDa8    metamorphe    Diorit-     und    Gabbromassiv    in    der    Umgebung    von 
Zöptau".  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1911,  61.  Bd.,  pag.  172—173. 


[Gl]      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         Gl 

Bruch  einsetzt,  längs  des  Marchtals,  westlich  der  Graupa,  am  Kunzen- 
bach  und  längs  des  Schlippentales  fortsetzt,  den  Eindruck,  als  sei  eine 
sudetische  Querspalte  mit  erzgebirgischen  Streichen 
nach  lh  3ya  gd  bis  2  h  10  gd  mit  dem  dioritisch-gabbroiden  Magma 
aufgepreßt  worden ;  die  Länge  dieses  Gangstückes  beträgt  39*6  km. 
Von  Niesnersberg  und  Gurschdorf  anfangend  bis  Jauernig  und  Weiß- 
bach weitere  15'Ofrm  Länge  aber  folgt  der  gedachte  Dioritgabbrogang 
einer  sudetischen  Längsspalte  mit  dem  hercynischen 
Streichen  21h  13  gd.  Der  zentral  ausgeschiedene  quarzarme 
Hornblendebiotit-  Diorit  reicht  jedoch  nur  bis  an  den  Krebsbach  vor 
Jauernig,  das  äußerste  nordwestliche  Ausstreichen  gegen  Weißbach  hin, 
wird  aber  durch  basische  Ausscheidungen,  und  zwar  mannigfaltige 
Feldspat- Amphibolite  gebildet1).  — 

Das  erstangeführte  Gangstreichen  liegt  nahezu  parallel  der 
Längsachse  des  Spieglitzer  Sehn  ee gebirg e  s.  (Koppenzug) 
2  h  0  gd,  dagegen  das  letzgenannte  Streichen  parallel  zur  Längs- 
achse des  Altvate r —  K e p e r n i k — F ichtlich-  Haidenzuges 
=  21  h  6  gd  gerichtet  erscheint.  Es  ist  wohl  zweifellos  daß  die 
Bildung  dieser  nach  erzgebirgischem  und  hereynischem  Streichen  knie- 
förmig  gebogenen  großen  tektonischen  Gangspalte  mit  der  Gebirgs- 
faltung  im  ursächlichen  Zusammenhange  steht.  Später  ist  dann  ein 
Teil  der  großen  Gangbreite  in  dem  Gangabschnitte  Gurschdorf-Jauer- 
nig  durch  den  großen  sudetischen  Randbruch  (der  dort 
zum  Gangstreichen  fast  parallel  nach  21h  13gd  läuft)  abgeschnitten 
worden  und  in  die  Tiefe  der  Neisseniederung  abgesunken,  und 
zwar  erfolgte  diese  Absenkung  staff eiförmig. 

Wie  man  sieht,  läuft  die  gedachte  gewaltige  Längsstörung 
nahezu  parallel  zum  hercynischen  Streichen,  welche  sich  als 
eine  normale  Verwerfung  darstellt,  mehr  oder  weniger  mit  der  gene- 
rellen Streichrichtung  der  daselbst  angrenzenden  Gebirgsglieder  zu- 
sammenfällt und  eine  Senkung  am  Hangenden  der  Verwerfungskluft 
zur  Folge  hatte,  mit  der  Wirkung,  daß  die  kristallinen  Gesteine 
vor  der  Verwerfung,  hinter  derselben  gänzlich  unter- 
drückt werden  und  sich  dort  an  ihrer  Statt  die  Neisseebene  aus- 
breitet. 

Die  Verhältnisse  der  Dislokation  von  Buschin  und  der  March- 
talspalte  hat  Verf.  zuerst  in  ihrem  Zusammenhange  erkannt  und  darauf 
hingewiesen2).  Erst  viel  später  befaßte  sich  auch  G.  v.  Bukowski 
mit  der  Marchtalspalte  und  hat  einige  neue  Details  hinzugefügt3), 
jedoch  das  Prinzip  dieser  großartigen  Verwerfung  hat  Verf.  bereits 
in  ausführlicher  Art  und  Weise  festgelegt  sowie  den  Kern  der  Sache 
nach  erläutert,  ohne  daß  G.  v.  Bukowski  auf  meine  Ausführungen 


J)  Diese  letzteren  sind  in  der  geol.  Karte  Taf.  I  in  dem  nördlichen  Anteile, 
und  zwar  von  der  Abzisse  ll1^  km  an  nicht  ausgeschieden,  weil  dem  Verf.  nicht 
die  Zeit  übrig  blieb,  auch  dort  die  Detailaufnahme  zu  besorgen,  im  anderen  Falle 
sich  sonst  die  vorliegende  Publikation  noch  weiter  verzögert  hätte. 

2)  Die  nutzbaren  Minerallagerstätten  Westmährens.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol. 
R.-A.  1902,  52.  Bd.,  pag.  385. 

3)  Nachträge  zu  den  Erläuterungen  des  Kartenblattes  Mähr.-Neustadt  und 
Schönberg.  Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1905,  pag.  648. 


62  Franz  Kretschrner.  [62] 

zurückgekommen  wäre.  —  Auch  F.  E.  Suess  hat  in  seiner  neuesten 
Publikation1)  bezüglich  der  Marchtalspalte  bloß  die  Arbeiten  G.  v. 
Bukowskis  berücksichtigt,  dagegen  die  viel  früheren  prinzipiellen 
Ausführungen  des  Verf.  übergangen. 

Unterziehen  wir  nunmehr  auch  die  Störungslinie  von  Bu- 
schin einer  näheren  Betrachtung,  so  findet  man  daß  diese  normal 
oder  nahezu  senkrecht  auf  das  allgemeine  Streichen  (2  h)  diesseits  der 
Verwerfung,  das  ist  genau  nach  21  h  6  gd  verläuft,  also  fast  parallel 
zum  hercynischen  Streichen  gerichtet  ist,  somit  auch 
nahezu  parallel  zum  sudetischen  Randbruch,  den  wir  oben 
näher  beleuchtet  haben.  Im  Marchtal  selbst  wendet  sich  diese  groß- 
artige Querverwerfung  in  die  Richtung  10  h  0  gd,  was  noch  weiter 
unten  zur  Erörterung  gelangen  wird.  — 

Betreten  wir  nun  das  Terrain  hinter  diesem  Querbruch, 
so  finden  wir  in  der  Gegend  von  Buschin  im  Nord  und  Schwill- 
bogen im  Süd  unsere  dioritisch-gabbroiden  Massengesteine  wieder  und 
staunen  darüber,  daß  sie  hier  zu  einem  lakkolithischen  Massiv 
von  6-3  Im  Breite  entwickelt  sind;  das  jedoch  in  seiner  weiteren 
nordwestlichen  Erstreckung,  bei  Schildberg  auf  33  km  Breite  abbricht; 
dasselbe  beginnt  im  Marchtale,  ist  direkt  an  die  Sprungkluft  angelagert 
und  verbreitet  sich  von  da  in  der  Richtung  auf  den  Hambalek, 
Schildberg-Jedl,  bis  in  die  Gegend  von  Weipersdorf-Rotwasser.  Es 
wird  insbesondere  von  dem  Quertal  der  Friesa  durchbrochen  und 
vorzüglich  aufgeschlossen;  das  allgemeine  Streichen  der  Dioritbänke 
und  der  eingeschalteten  Amphibolite  ist  jedoch  bereits  ein  wesentlich 
geändertes,  und  zwar  19  h  6  gd,  das  Einfallen  13  h  6  gd  unter  flachen 
Winkeln.  Wir  haben  es  also  hier  mit  einer  anderen  Gebirg s- 
scholle  zu  tun,  worin  der  Tangentialschub  aus  erzgebirgischer 
Richtung  von  SW  nach  NO  zur  Wirksamkeit  kam,  beziehungsweise 
über  die  hercynischen  Druckkräfte  der  Richtung  von  SO— NW  das 
Uebergewicht  erlangte,  welch  letztere  in  der  Gebirgsscholle  jenseits 
des  Buschiner  Querbruches  erfolgreich  tätig  waren. 

Die  diesseits  des  Buschiner  Querbruches  im  March- 
und Graupatal  entwickelte  sedimentäre  Schieferserie  besteht,  wie  wir 
oben  an  zahlreichen  Profilen  und  durch  eingehende  Untersuchungen 
nachgewiesen  haben,  aus  mannigfaltigen  Hornfelsen,  Sedimentgneisen, 
Glimmerschiefern  und  Tonschiefern,  welche  in  ihrer  Gesamtheit  zwei- 
fellos einen  überaus  instruktiven,  an  unseren  lakkolithischen  Diorit- 
gabbrogang  geknüpften  inneren  und  äußeren  Kontakthof  vor- 
stellen, der  sich  an  den  beiderseitigen  Saalbändern  entwickelte  und 
von  den  hochkristallinen  Hornfelsen  allmählig  bis  zu  unberührtem 
Tonschiefer  abklingt.  Allerdings  ist  die  westliche  Flanke  dieser 
Schieferumwallung  gegenüber  der  weitverbreiteten  Ostflanke  nur 
schwach  und  stiefmütterlich  bedacht,  sie  ist  aber  dessenungeachtet 
sehr  charakteristisch  entwickelt.  — 

Einem  ähnlichen  Kontakthof  begegnen  wir  jenseits  des 
Buschiner   Sprunges,   und   zwar   wurden   auch   hier   unter    dem 


')  „Die  moravischen  Fenster".  Separatabdruck,  a.  d.  88.  Bd.  der  Denkscbr. 
d.  naturwiss.  Klasse  d.  k.  Akademie  d.  Wiss.  Wien  1912,  pag.  609. 


[{331      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  Ho 

Einflüsse  des  dioritisch-gabbroiden  Kernes  die  sandig-grauwackige 
Schieferhülle  in  mannigfaltige  Biotithornfelse,  Biotitschiefer,  biotitreiche 
glimmerige  Quarzite  und  echte  Biotitquarzite  umgewandelt.  Dieser 
Kontakthof  ist  zwischen  Schwillbogen  und  Zotküttl  nördlich  Hohenstadt 
bis  zum  Zohseetal  entwickelt,  wo  er  allmählig  in  die  Phyllite  beider- 
seits des  Buseletales  übergeht  und  demzufolge  eine  Breite  von 
6  km  besitzt1).  Zunächst  am  Dioritkern  lagern  Hornfelse,  die  hier 
besonders  mächtig  sind,  denen  in  der  Linie  Watzelsdorf — Johannes- 
thal Biotitschiefer  nachfolgen,  letztere  übergehen  lokal  in  Biotitquar- 
zite, jedoch  fehlen  auch  dort  Hornfelse  keinesfalls.  Es  ist  speziell 
in  dieser  Zone  ein  solch  häufiger  Wechsel  der  gedachten  Gesteins- 
arten auf  Schritt  und  Tritt  wahrnehmbar,  welche  alle  durch  Ueber- 
gänge  verknüpft  sind,  so  daß  sich  die  einzelnen  Typen  räumlich  gar 
nicht  festhalten  und  kartieren  lassen,  was  bekanntlich  bei  Kontakt- 
gesteinen fast  Regel  ist,  davon  auch  die  überaus  widerspruchsvolle 
Auffassung,  wie  sie  in  den  verschiedenen  geologischen  Karten  zum 
Ausdruck  kommt,  herrührt;  daher  auch  in  unserer  Karte  die  Dar- 
stellung nur  schematisch  ist.  Das  allgemeine  Streichen  der  gedachten 
Sedimente  ist  nach  6  h  und  18  h  gestreckt,  das  Einfallen  ist  in  steil 
aufgerichteten  Undulationen  bald  gegen  S,  bald  gegen  N  geneigt.  Wir 
ersehen  aus  solchem  tektonischem  Verhalten  im  Entgegenhalte  zu 
unserem  Eruptivgange,  daß  die  Spalte  auf  dem  das  dioritisch-gabbroide 
Magma  emporgepreßt  wurde,  die  sedimentogene  Schieferserie  unter 
einem  <£  von  30°  schräg  durchsetzte,  demzufolge  die  Auflage- 
rungsfläche auf  dem  Dioritkern  eine  diskordante  ge- 
worden war. 

Jedenfalls  bildete  der  in  Rede  stehende  breite  Dioritgabbrogang 
unseres  Gebietes  in  präkulmischer  Zeit,  das  heißt  vor  Entstehung  der 
Buschiner  Verwerfung  ein  einheitliches  zusammenhängendes  Ganzes,  er 
besaß  jedoch  von  Vornherein  genau  wie  im  NO  bei  Gurschdorf  nächst 
Friedeberg  eine  knieförmige  Umbiegung,  welche  sich  dem 
hercynischen  Streichen  21  h  13  gd  anzupassen  strebte,  dem  diesfälligen 
Faltungsdruck  entsprechend. 

Bleiben  wir  im  NNO  in  der  Nähe  von  Friedeberg,  so  finden 
wir,  daß  die  erzgebirgisch  und  hercynisch  gestreckten  Teile  der 
Dioritgabbromasse  sowohl,  als  auch  ihre  beiderseitige  Schieferhülle, 
wohl  knieförmig  gebogen,  aber  noch  vollständig  beisammen  sind  und 
ein  unteilbares  Ganzes  bilden;  sie  sind  jedoch  nur  insofern  nicht  im 
Vollbesitze  ihrer  Gebirgsglieder,  als  der  sudetische  Randbruch  ein 
namhaftes  Gangtrumm  am  Hangenden  derselben  abgeschert  hat. 
Im  SSO  grenzen  jedoch  infolge  der  Buschiner  Querverwerfung  eine 
erzgebirgisch  orientierte  Gebirgsscholle  an  eine  solche 
mit  hercynischer  Orientierung,  welche  bereits  dem  hercyni- 
schen Gebirgssystem  angehört  und  die  während  der  Gebirgsfaltung 
den  hercynischen  Druckkräften  unterlag,  ein  Fall,  der  sich  auf  dem 
mitteldevonischen  Diabas-  und  Schalsteinzuge  Sternberg — Bennisch 
häufig  wiederholt,  wo  ich  die  Gelegenheit  hatte,  derartige  tektonische 


x)  Siehe  die  geol.  Karte   des  Gebietes  vom  Verf.   Taf.  XV.  Jahrb.  d.  k.  k. 
geol.  U.A.  1902,  Bd.  LH. 


64  Franz  Kretschmer.  [641 

Verhältnisse  hercynischer  und  erzgebirgischer  Gebirgssehollen  an  Berg- 
bauaufschlüssen  genau  zu  studieren.  Was  dort  im  kleinen  geschah, 
können  wir  hier  an  großartigen  Massen  feststellen ;  allerdings  an 
kleinen  übersichtlichen  Beispielen  läßt  sich  solch  komplizierter  Bau 
leichter  enträtseln,  als  dies  an  den  hier  in  Frage  kommenden  gigan- 
tischen Felskörpern  der  Fall  ist;  das  Prinzip  ist  jedoch  dasselbe  und 
die  Lösung  des  Phänomens  wohl  unanfechtbar  richtig. 

Durch  die  Buschiner  große  Verwerfung  sind  außerdem  Absche- 
rungen  und  Schleppungen  sowie  hercynische  Streichens- Aen- 
derungen  bewirkt  worden.  Bei  Leschen,  Witteschau  und  Raabe  tritt 
am  Ostgehänge  des  weiten  Marchtales  auf  36  km  Länge  ein  Zug  von 
grauem  und  graublauem  kristallinem  Kalkstein  zutage,  dessen  Einfallen 
im  Großen  unter  <£  60°  gegen  W  erfolgt,  mit  Knickungen,  Faltungen 
und  Zertrümmerungszonen  in  den  Einzelheiten ;  das  Streichen  er- 
scheint nach  22  h  3  dg  orientiert.  Es  ist  die  verschobene  Fortsetzung 
der  an  der  Buschiner  Störung  plötzlich  endigenden  Kalkzüge  von 
Eisenberg.  Vermutlich  wurde  auch  ein  Teil  der  an  den  verschobenen 
Kalkzug  mit  hercynischem  Streichen  und  SW-Fallen  angrenzenden 
Chloritgneise  mitgeschleppt. 

Es  erhellt  aus  den  obigen  Ausführungen,  daß  die  Störungslinie 
von  Buschin  eine  Querverwerfung  ist  mit  hercynischem  Streichen 
(NW— SO)  und  Einfallen  gegen  SW,  dadurch  die  Schichten  und 
Bänke  an  der  Hangendseite  des  Verwerfers,  der  Fallrichtung 
entgegen  nach  rückwärts  bewegt  worden  sind,  und  zwar 
mit  Rücksicht  auf  die  Schleppungen  der  Devonkalke  bis  in  die 
Gegend  von  Witteschau  auf  10  km  Entfernung.  Wir  können  für  diese 
gewaltige  Verwerfung  ein  postdevonisches  Alter  substitutieren,  denn 
von  ihr  sind  bloß  die  Chloritgneisformation  (Algonkium?),  die  Glimmer- 
schieferformation im  Dache  der  Kepernikgneismassiv  (Silur?)  und 
die  unterdevonischen  Ablagerungen,  beziehungsweise  der  kontaktmeta- 
morphen  Schieferhülle  von  Hohenstadt  betroffen  worden,  in  deren 
Gefolge  hinter  dem  Sprunge  also  westlich  der  March  die  Chloritgneise 
gänzlich  fehlen,  jedenfalls  scheinen  sie  dort  durch  ihre  Absenkung 
in  die  Tiefe  unterdrückt  worden  zu  sein. 

Nach  Ablagerung  der  oberdevonischen  und  kulmischen  Grau- 
wacken  im  mittleren  Marchtal  erfolgt  daselbst  eine  zweite  Quer- 
verwerfung, welche  Verf.  bereits  früher  beschrieben  hat,  deren 
Schauplatz  das  Marchtal  in  dem  Räume  zwischen  Klein-Heilendorf 
in  NW  und  Rzimnitz  im  SO  gewesen  war,  ihre  Streichrichtung  ist 
22%  h,  also  ungefähr  der  Resultante  aus  erzgebirgischem  und  hercy- 
nischem Faltungsdruck  entsprechend.  Es  ist  bekanntlich  keine  Selten- 
heit, daß  sich  Gebirgsbewegungen  auf  denselben  Spalten  wiederholen 
und  erweitern x).  Auch  der  in  Rede  stehende  Sprung  hatte  ein  Ab- 
sinken der  Schichten  und  Bänke  am  Hangenden  der  Verwerfungsspalte 
zur  Folge,  mit  dem  Effekt,  daß  die  Schichten  und  Bänke  der  Fall- 
richtung entgegen  nach  rückwärts  bewegtwurden,  also 
entgegengesetzt  der  Verschiebung  durch  den  Buschiner 


i) Franz  Kretschmer,  „Die  nutzbaren  Minerallagerstätten  Westmährens". 
1.  c.  pag.  385. 


[65]       Der  rnetamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  ßielengebirge.         65 

Bruch.  Dafür  haben  wir  vollgültige  Beweise  in  den  nach  2h  gerich- 
teten Um  stülpungen  der  Bänke  der  eruptiven  Dioritgabbromassen 
bei  Klein-Heilendorf,  wo  die  Diorite  und  sogen.  Perlgneise  sowie  damit 
verknüpfte  Amphibolite  in  erzgebirgisches  Streichen  umbiegen ;  ander- 
weitige Zeugen  sehen  wir  in  den  Schleppungen  der  Amphibolite 
und  Gneisglimmerschiefer  am  Hambalekberge.  Die  Größe  dieser  post- 
kulmischen  Querverwerfung  beträgt  ungefähr  7  km,  um  welchen  Betrag 
die  Kulmgrauwacken  östlich  der  Maren  des  Dobrauwaldes  (südwestlich 
Mähr.-Neustadt)  abgeschnitten  und  bis  an  die  Straße  Müglitz-Kalten- 
lutsch  verworfen  wurden. 

Aus  den  geschilderten  tektonischen  Gründen  muß  es  wohl  als 
ein  Nonsens  erscheinen,  wenn  sowohl  die  alte,  als  auch  die  neue 
geologische  Spezialkarte  Kulm  auf  den  Brabletzbergen  dicht  nördlich 
der  Maren  verzeichnet.  Es  lagern  dort,  wie  ich  mich  bei  wiederholten 
Begehungen  und  Untersuchungen  überzeugt  habe,  echte  Devongesteine, 
jedoch  von  etwas  abweichendem  sandsteinähnlichem  Habitus ;  sie  ge- 
hören jedoch  dessenungeachtet  fraglos  zum  Unterdevon  in  seiner 
quarzitischen  Ausbildung,  hier  speziell  mit  kalkigem  Bindemittel  und 
Uebergängen  in  dunkelblaugraue  Kalksteine  *). 

Schließlich  haben  wir  noch  in  unserem  Gebiet  eine  dritte 
große  Störungslinie  hervorzuheben,  denn  das  auffallend  breite 
Teßtal  entspricht  ebenfalls  einer  tektonischen  Linie,  das  heißt 
jener  breiten  Bruchspalte,  welche  zwischen  dem  Granitgneis- 
massiv der  Kepernikgruppe  im  West  und  dem  Zöptauer 
Dioritgabbromassiv  im  Ost  zweifellos  besteht,  aber  dort  durch 
Löß  verhüllt  erscheint.  Das  Teßtal  ist  demzufolge  ein  echtes  tekto- 
nisches  Tal,  dessen  Trasse  durch  die  gedachte  Bruchspalte  vorge- 
zeichnet war  und  dessen  nordöstliche  Fortsetzung  bei  der  Kolonie 
Engelsthal  endigt. 

Auf  den  oben  geschilderten  großen  Störungslinien  sind  später 
die  jüngeren  Biotitgranite  unseres  Ganggebietes  empor- 
gekommen, und  zwar  sind  auf  dem  sudetischen  Randsprunge  die 
Massen  des  Friedeberger  Granits  aufgebrochen,  so  wie  in  ähn- 
licher Weise  die  Blaudaer  und  Herrn  es dorf  er  Granite  gleichen 
Alters,  nächst  dem  Marchtalsprunge  und  der  Teßtalspalte,  beziehungs- 
weise deren  Zerrüttungszone  zutage  traten.  Die  Verlängerung  der 
Teßtalspalte  gegen  NO  trifft  auf  die  Granite  von  Thomasdorf  und 
Freiwaldau  und  kreuzt  hier  den  sudetischen  Randsprung.  Die  Ab- 
hängigkeit dieser  Granitaufbrüche  von  den  gedachten  Bruchlinien  ist 
sinnfällig. 

Substituiert  man  für  die  gedachten  Granitdurchbrüche  ein  o  b  e  r- 
karbonisches  Alter,  so  müssen  wir  bezüglich  der  großen  Bruch- 
linien beziehungsweise  die  beiden  Sprünge  auf  ein  kulmisches 
Alter  zurückschließen,  zu  welcher  Zeit  jene  Massenbewegungen  im 
Gefolge  der  hereynischen  und  erzgebirgischen  Faltung 
auftraten.  Auf  einen  Teil  der  großen  Teßtalspalte  treten  auch  die 
Schwefelthermen  von  Groß-Ullersdorf  zutage.  — 


*)  F.  Kretschm  er,  Die  Eisenlagerstätten  des  mährischen  Devons.    Jahrb. 
d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1899,  49.  Bd.,  pag.  33. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt.  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)  9 


66  Franz  Kretschmer.  [66] 

Verfolgen  wir  die  kontaktmetamorphe  Schieferumwal- 
lung am  Liegendsaalbande  unseres  dioritisch-gabbroiden  Ganges  aus 
dem  Marchtale  zwischen  Eisenberg  und  Hanns dorf  weiter  gegen 
NNO,  so  ist  zu  konstatieren,  daß  die  relativ  schmale  Zone  auffällig 
an  Verbreitung  zunimmt,  insbesondere  zwischen  Mähr. -Altstadt 
und  Goldenstein,  ferner  in  der  Gebirgsrinne  des  Mittelbord-  und 
Schwarzbaches,  des  Ramsauer  Sattels,  bei  Oberlindewiese  bis  gegen 
Setzdorf,  von  dort  nimmt  ihre  Breite  wieder  stetig  ab,  in  der  Rich- 
tung auf  Niesnerberg  und  Sorge,  um  endlich  bei  Siebenhuben  durch 
den  sudetischen  Randbruch  abgeschnitten  zu  werden.  Untergeordnete 
Einfaltungen  davon  in  die  Dioritgabbromasse  selbst  finden  sich  noch 
bei  Jauernig.  — 

Die  äußeren  Teile  dieses  Mantels  bestehen  aus  wenig  ver- 
ändertem Tonschiefer  und  tonschieferähnlichen,  meist  dunklen  Phyl- 
liten,  insbesondere  aber  dunkelblaugrauen  kristallinen  Kalksteinen  in 
Gestalt  großer  Lagerzüge,  nebst  untergeordneten  Quarzschiefern  in 
Form  kurzer  Lager,  dem  Phyllit  eingeschaltet. 

Die  inneren  Teile  dagegen  zeigen  eine  mit  der  Annähe- 
rung an  dieDioritgabbromassen  zunehmende  intensive 
Kontaktmetamorphose,  welche  mit  Ausschluß  von  Knotenschiefern 
zur  Ausbildung  von  Glimmerschiefern,  Schiefergneisen  und 
mannigfaltigen  dichten  Hornfelsen  führt;  sie  haben  ihre  größte 
Verbreitung  auf  dem  Hochlande  von  Ebersdorf,  am  Weigelsberge, 
dem  Hofberge,  insbesondere  aber  auf  dem  Sattel  und  angren- 
zenden Mulde  mit  den  Graphitflözen  nördlich  Mähr.- 
Altstadt   und  Golden  stein.  — 

Bezüglich  dieses  Teiles  unseres  Schiefermantels  sei  bemerkt, 
daß  die  Schiefer  an  manchen  Orten  von  zahlreichen  Einschaltungen 
schwacher  Amphibolitlager  völlig  durchschwärmt  erscheinen,  welche 
wiederum  an  anderen  Punkten  fast  gänzlich  fehlen;  es  wurde  daher 
von  ihrer  Ausscheidung  in  beiliegender  Karte  abgesehen. 

Für  die  äußere,  durch  lange  und  mächtige  Kalksteinzüge  aus- 
gezeichnete Gesteinszone  hat  der  Verfasser  bereits  früher  ein  unter- 
devonisches Alter  abgeleitet  und  durch  die  nötigen  Beweise 
gestützt ]) ;  und  in  der  Tat  entsprechen  diese  Kalke  in  ihrer  petro- 
graphischen  Ausbildung  allem,  was  wir  von  den  Kalken  des  urbild- 
lichen Devons  Mährens  und  des  angrenzenden  Schlesiens  wissen ;  auch 
Prof.  Franz  E.  S  u  e  s  s  hat  sich  für  das  devonische  Alter  dieser 
Gesteinszone  ausgesprochen2).  Dieselbe  wird  im  Marchtale  von 
Chloritgneis,  durch  seine  planparallele  Schichtung  ausgezeichnet, 
unterteuft;  im  Mittelbord-  und  Schwarzbachtale  sowie  am  Ramsauer 
Joch  lagert  sie  auf  Glimmerschiefer  (zum  Teil  Staurolith-  und  Anda- 
lusitschiefer)  im  Dache  des  Kepernikgneismassivs  und  wird  ebenfalls 
davon  unterfahren.  — 

Dieser  äußere  halbkristalline  Devonkomplex  ist  deut- 
lich unterschieden  von  der  westlich  angrenzenden  hoch- 
kristallinen  Gesteinszone    des    inneren   Kontakthofes, 


J)  L.  c.  pag.  38  und  39. 

2)  „Moravische  Fenster",  1.  c.  pag.  G8. 


[671       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         67 

weil  hier  eine  Ueber Schiebung  durchgeht,  deren  Einzelheiten 
der  Verfasser  mit  der  geologischen  Karte  Tafel  I  und  dem  Querprofil, 
pag.  23,  in  seiner  Abhandlung  „Die  Graphitablagerung  bei  M.-Altstadt- 
Goldenstein"  bereits  früher  veröffentlicht  hat.  Verfasser  hat  diese 
Störung  in  der  geologischen  Karte  als  „Golden steine r  Ueber- 
schiebung"  bezeichnet;  dieselbe  verliert  sich  jedoch  gegen  SW 
und  ist  speziell  an  den  Gehängen  des  Marchtal.es  trotz  der  diesfälligen 
Bemühungen  nicht  auffindbar;  vielmehr  sich  in  dem  dortigen  Räume 
überall  ein  ganz  allmähliger  Uebergang  der  Kontaktgesteine 
bemerkbar  macht,  demnach  die  Grenze  zwischen  unterdevonischem 
Phyllit  und  Glimmerschiefer  dort  unsicher  erscheint  und  auf  der  Karte 
nur  ungefähr  eingezeichnet  werden  konnte. 

Diese  Ueberschiebung  ist  von  postobe  rdevonischemAlter, 
sie  ist  älter  als  die  oben  geschilderten  großen  Querverwerfungen 
im  Marchtal  und  bei  Buschin,  gleichwie  am  Sudetenrand  zwischen 
Friedeberg  und  Jauernig,  von  welch  letzterem  erstere  abgeschnitten 
wird.  Auch  Prof.  Franz  Suess  hat  sich  mit  der  gedachten  Ueber- 
schiebung an  der  Ramsaulinie  jüngst  befaßt,  dieselbe  eingehend  be- 
schrieben und  gezeichnet ]) ;  er  hält  sie  zugleich  für  die  Grenze 
zwischen  „moldanubischer  Scholle"  im  West  und  „moravischer  Scholle" 
im  Ost  und  überträgt  die  hypothetischen  alpinen  Decken  der 
modernen  Geologie  auch  auf  das  hercynische  Gebirgssystem,  dergestalt, 
daß  wir  die  „moravischeu  Aufwölbungen  als  unvollkommen  umrahmte 
Fenster  unter  der  überschobenen  moldanubischen  Scholle"  aufzufassen 
hätten.  Für  solche  weitgehende,  mehr  oder  weniger  hypothetische 
tektonische  Bewegungen  und  die  darangeknüpften  Folgerungen  liegen 
jedoch  in  dem  sudetischen  Gebirgssystem  in  Wirklichkeit  viel  zu  wenig 
Anhaltspunkte  vor;  vorstehende  Dinge  lassen  sich,  wie  ich  oben  gezeigt 
habe,   richtig  in  anderer  Weise  erklären. 

Der  hier  besprochene  Teil  der  Sudeten  ist  gewiß  nicht  aus  den 
von  Prof.  Suess  konstruierten  „Decken"  und  „Fenstern"  zusammen- 
gesetzt, sondern,  wie  oben  der  Nachweis  erbracht  wurde,  zweifellos 
ein  echtes  Schollen  gebirg  e. 

Die  vermeintliche  „moldanubische  Scholle"  in  den  Sudeten  hat 
Verfasser,  der  tatsächlichen  Tektonik  entsprechend,  als  eine  denk- 
würdige geologische  Einheit  den  lakkolithischen  Dioritgabbrogang  nebst 
seinen  satellitischen  Begleitern  zusammengefaßt,  und  gezeigt,  daß  der 
letztere  auf  seinem  ganzen  Zuge  von  einer  Schieferhülle  umrahmt 
wird,  welche  einer  hochgradigen  Kontaktmetamorphose  unterworfen 
war,  die  in  den  Hornfelsmassen  der  inneren,  an  den  Gang  unmittelbar 
anlagernden  Kontaktzone  ihre  größte  Intensität  erreicht  hat.  —  Die 
große  moldanubische  Ueberschiebung  schrumpft  in  Wirklichkeit  auf  eine 
lokale  Ueberschiebung  als  Folge  hercynischer 
Ueberfaltung  aus  NW  einsetzender  Druckkräfte, 
wodurch  das  ältere  Unterdevon  auf  eine  jüngere 
Abteilung  derselben  aufgeschoben  wurde.  Ein  Dop- 
peltliegen über  größere  Räume,  dessen  Nachweis  für  eine  große 
Ueberschiebung  allein  maßgebend  wäre,   findet   nicht    statt  und  kaun 


')  „Moravische  Fenster",  1.  c.  pag.  67—68. 

9* 


68  Franz  Kretschmer.  |68] 

daher  von  Prof.  Suess  nicht  beigebracht  werden.  Auf  meine  Be- 
obachtungen und  Beweisführungen  kann  man  überall  sozusagen  die 
Hand  darauf  legen,  wie  ich  als  Markscheider  gewohnt  war,  der 
nichts  zeichnen  und  schreiben  darf,  was  er  nicht  tatsächlich  beleuch- 
tet und  gesehen  hat.  —  Aehnliche  Ueberschiebungen  hat  Verfasser 
auch  an  anderen  Formations-  und  Abteilungsgrenzen  in  diesem  Teile  der 
Sudeten  feststellen  können.  Wie  aus  der  geologischen  Karte  ersichtlich, 
schneidet  die  Goldensteiner  Ueberschiebung  am  sudetischen  Rand- 
bruch, speziell  an  der  Straß  i  Friedeberg-Lindenwiese  ab  und  findet 
also  NNW  keine  Fortsetzung,  wie  Prof.  Suess  gegenteilig  meint 
(Moravische  Fenster,  pag.  608).  Dortselbst  hat  keinesfalls  eine  Auf- 
schiebung, sondern  eine  gewaltige  Absenkung  von  Gebirgs- 
massen,  und  zwar  am  Hangenden  des  Verwerfers  stattgefunden,  es 
liegt  ein  staf  f  elf  ö  rmiger  Zerrsprung  vor,  als  solcher  sich  der 
sudetische  Randbruch  darstellt.  Es  ist  deshalb  völlig  ausgeschlossen, 
daß  der  letztere  eine  Fortsetzung  der  Goldensteiner  Ueberschiebung 
bilden  könnte!  — 

Die  innere,  stark  metamorphe  Gesteinszone  der  Schiefer- 
umwallung, die  an  unserem  Ganglakkolith  gebunden  auftritt,  ist 
zweifellos  vorwaltend  aus  sandig-grauwackigen,  zum  Teil  aus 
Tonschiefern  durch  dioritisch-gabroide  Kontaktmetamorphose  her- 
vorgegangen, sie  steht  infolge  der  Gleichartigkeit  des  Ürsprungs- 
materials  und  auch  räumlich  in  sehr  nahen  Beziehungen  mit  dem 
äußeren  Mantel  im  Hangenden.  Die  Annahme  also,  daß  auch 
gedachte,  höher  kristalline  Gesteine  unseres  Kontakthofes:  die  Horn- 
felse,  Schiefergneise  und  Glimmerschiefer  im  Hangenden,  dem  Devon, 
und  zwar  einer  unteren  Abteilung  des  Unterdevons  ange- 
hören, erscheint  jedenfalls  plausibler  als  die  Annahme  einer  zweiten 
sedimentären  Schieferreihe  ähnlicher  Zusammensetzung,  jedoch  an- 
deren geologischen  Alters.  Die  Ursprungsgesteine  unseres  inneren 
Kontakthofes  repräsentieren  demnach  eine  dem  deutschen  Unterdevon 
ähnliche  Fazies  in  seiner  sandig-grauwackigen  und  quarzitisclien 
Ausbildung. 

Ihre  vollständige  Entwicklung  finden  unsere  kontakt» 
metamorphen  Unterdevongebilde  in  der  Altstadt- 
Goldensteiner  stehenden  Gebirgsfalte,  woselbst  zu  den 
Hornfelsen,  Schiefergneisen,  Gneisglimmerschiefern  noch  die  oben 
untersuchten  Diopsidkalksteine,  beziehungsweise  Ophikalzite  nebst 
Graphitflözen  hinzukommen,  durchsetzt  von  wiederholten  Auf- 
brüchen des  dioritisch-gabbroiden  Magmas  in  Gestalt 
von  Dioritgneisen  und  Gabbroamphiboliten,  beziehungsweise  Granat- 
amphiboliten. 

Was  für  das  Unterdevon  in  der  Ramsaulinie  und  dem  westlich 
angrenzenden  Kontaktgebilde  vor  der  Buschiner  Querver- 
werfung gilt,  muß  folgerichtig  auch  für  dieselben  Gesteinshorizonte 
hinter  derselben  Geltung  haben;  auch  sie  gehören,  wie  der  Ver- 
fasser schon  früher  nachgewiesen  hat,  zum  Unterdevon 1).  Es  wäre 
widersinnig,  für  den  in  Rede  stehenden  kontaktmetamorphen  Gesteins- 


')  L.  c.  „Die  nutzbaren  Minerallagerstätten  Westmährens -,  pag.  385. 


["G91       Der  metamorphe  Dioritgabbiogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         69 

komplex  jenseits  der  Buschiner  Querverwerfung  eine  andere  Formation 
substituieren  zu  wollen.  Daß  sie  dort  nach  erfolgter  Verwerfung  und 
Absenkung  in  große  Rindentiefen  —  welche  oben  Gegenstand  ein- 
gehender Schilderung  waren  —  andere  Schicksale  erlitten  haben, 
insbesondere  einer  anderen  Art  der  Gesteinsmetamorphose  unter- 
worfen waren,  ist  wohl  leicht  begreiflich.  Während  nordöstlich 
des  Buschiner  Sprunges  der  Muskovit  in  den  Schiefergneisen  und 
Glimmerschiefern  fast  alles  überwuchert,  wird  derselbe  südwestlich 
davon,  allüberall  durch  massenhaften  Biotit  ersetzt,  dagegen  ist 
den  beiden  Gebirgsschollen  die  mächtige  Hornfels- 
bildung  gemeinsam.  — 

Der  Verfasser  hat  schon  früher  die  Vermutung  ausgesprochen, 
daß  das  Unterdevon  des  nördlichen  Mährens  und  angrenzenden 
Schlesiens  über  einen  großen  Teil  des  Altvatergebirges,  der  Kepernik- 
gruppe  sowie  in  der  Gebirgsrinne  des  Ramsauer  Joches  ausgebreitet 
war *).  Dasselbe  erstreckte  sich  im  Osten  längs  der  Linie  von  Mähr.- 
Neustadt  und  Römerstadt  über  Engelsberg  einerseits,  bis  an  die 
tiefsten  Quarzite  in  der  Gegend  der  Besdiegker  Horka  über 
den  Bradlwald  anderseits,  die  ihre  Fortsetzung  am  Seifenbach, 
nördlich  D.-Liebau,  am  Hutberg  bei  Bladensdorf,  Habichtberg,  Haid- 
stein,  den  Weißen-  und  Schwarzenstein  und  Fichtling,  weiter  am 
Kamm  des  Haidenzuges  bis  zum  Hohenfall  an  der  Oppa,  ferner  am 
Hohenberg  bei  Würbental,  Rauhbeerstein  und  am  Einsiedler  Dürren- 
berg usw.  finden  und  als  urbildliches  Unterdevon  entwickelt  sind.  — 
Weiter  westlich  finden  wir  zunächst  bloß  abgetragene,  eingeklemmte 
Muldenreste,  bestehend  aus  den  Phylliten  mit  Quarzit  und 
Amphibolit  des  Großen  und  Kleinen  Seeberges  bis  in  den  Dreigraben 
bei  Wiesenberg;  —  noch  weiter  westlich  stoßen  wir  auf  die  Phyllit- 
mulde  am  Uhustein  und  den  Stechplänen ;  —  abermals  weiter  westlich 
kommen  wir  an  die  mächtig  entwickelten  Phyllite  mit  eingelagerten 
langen  Kalksteinzügen  in  der  Gebirgsrinne  des  Ramsauer  Joches  und 
den  dazu  führenden  Quertälern. 

Nach  Maßgabe  obiger  Untersuchungen  kann  kein  Zweifel  darüber 
obwalten,  daß  die  tiefste  Abteilung  des  Unterdevons  auch 
auf  dem  Hochland  zwischen  Goldenstein  und  Mähr.-Altstadt  verbreitet 
ist  und  daselbst  den  hochkristallinen  Charakter  eines  inneren 
Kontakthofes  besitzt.  Derselbe  reicht  im  Streichen  bis  an  die  Ver- 
werfung von  Buschin  im  Südwest -und  an  den  sudetischen  Randbruch 
im  Nordost  und  erscheint  teilweise  auf  die  höhere  Abteilung  des 
Unterdevons  aufgeschoben.  Was  für  die  Liegendphyllite  gilt,  muß 
folgerichtig  auch  für  die  allerdings  weit  geringer  mächtigen,  ein- 
geklemmten Hangendphyllite  Geltung  haben,  denn  vor  der 
Abtragung  bildeten  beide  ein  zusammenhängendes  Ganzes.  Der  kom- 
plementäre Sattelflügel  dieses  kontaktmetamorphen  Schiefer- 
mantels verbreitet  sich  längs  des  Ostfußes  des  Spieglitzer  Schnee- 
gebirges und  streicht  bis  in  den  Baudenwald;  derselbe  zeigt  wohl 
nur  eine  beschränkte  Entwicklung ;  zu  oberst  finden  wir  auch  hier 
dunkle  tonschieferäbnliche  Phyllite.     Endlich    erscheint   im  äußersten 


*)  Graphitablagerung  bei  Mähr.-Altstadt  und  Goldenstein,  1.  c.  pag.  39. 


70  Franz  Kretschmer.  [70] 

Westen  in  der  Gablung  des  großen  Schneeberges,  zwischen  dem 
Spieglitzer  und  Glatzer  Schneegebirge  das  Unterdevon  in  einer 
schiefen  überkippten  Mulde  zwischen  zwei  Gneismassiven 
eingeklemmt.   — 

Auch  in  dem  Räume  an  der  Zohsee  und  dem  Friesatal  bei 
Hohenstadt  besitzt  das  Unterdevon,  wie  oben  bewiesen  wurde, 
eine  weite  Verbreitung,  wo  dasselbe  in  Berührung  mit  den  Diorit- 
gabbromassen,  den  hochkristallinen  Charakter  eines  inneren  Kontakt- 
hofes erworben  hat,  was  ein  Hindernis  für  seine  richtige  Erkennung 
bildete.  Auch  war  dieses  Unterdevongebiet  mit  dem  ersteren,  oben 
geschilderten  einstmals  zusammenhängend,  bis  es  später  durch  den 
Buschiner  und  Marchtalbruch  abgetrennt  wurde.  Wir  sehen  nach 
allem  daraus,  welche  ansehnliche  Verbreitung  das  Unterdevon  in 
unserem  Teile  der  Sudeten  hat. 


Polemischer  und  ergänzender  Anhang. 

Der  vom  Verfasser  bereits  früher  geführte  Nachweis  unter- 
devonischer  Gesteine  an  der  Zohsee,  also  westlich  der 
großen  Marc h spalte,  südwärts  der  breiten  Masse  von  Quarz- 
hornblendediorit  zwischen  Heilendorf  und  Schildberg  hat  seither  mehr- 
fache Anfechtungen  erfahren,  so  z.  B.  von  G.  von  Bukowski1),  be- 
sonders scharf  ablehnend  seitens  W.  Petras  che  ck2)  und  zuletzt  von 
F.  E.  Suess3).  W.  Petrascheck  sagt  diesbezüglich  (1.  c.  pag.  519): 
„Wenn  Kretschmer  Diabas  und  Diabastuffe  im  Gebiete  des 
Wackengneises  nachweisen  konnte,  so  folgt  daraus  noch  nicht  das 
Alter  der  betreffenden  Schiefer,  denn  als  Leitfossil  für  Unterdevon 
können  die  Diabase  doch  nicht  betrachtet  werden."  Eine  solche 
Kritik  ist  wohl  kaum  zu  Recht  bestehend,  denn  die  Durchdringung 
mit  Eruptivgesteinen  kann  für  eine  Formation  sehr  charakteristisch 
werden,  dafür  man  an  der  Hand  jedes  besseren  Lehrbuches  der 
Geologie  viele  Beweise  beibringen  kann.  Es  haben  sich  auch  zahl- 
reiche hervorragende  Forscher  dieses  Beweismittels  bedient,  so  z.  B. 
van  Hise,  F.  E.  Suess  usw. 

Mit  Petrascheck  in  Uebereinstimmung  bemerkt  Suess 
(1.  c.  pag.  595):  „Seine  Schlußfolgerung,  daß  demzufolge  die  ganze 
Schichtenserie  bei  Müglitz  dem  Devon  zuzuzählen  sei,  kann  ich  nicht 
folgen.  Diabase  sind  in  älteren  paläozoischen  Gesteinen  überhaupt 
sehr  verbreitet,  so  auch  im  mittelböhmischen  Silur  und  durchaus 
kein  besonderes  Kennzeichen  für  Devon."  Dessenungeachtet  ist  es 
dennoch  eine  bekannte  Tatsache,  daß  im  mähr.schles.  Hochgesenke 
die  Diabase  im  Unterdevon  ihre  Hauptentwicklung 
gefunden  haben,  und  sowohl  im  älteren  Paläozoikum,  als  auch 
im  Mitteldevon  eine  sehr  wesentliche  Abschwächung  dieser  eruptiven 
Tätigkeit  zu  erkennen  ist.     Dies  ist  auch  in  dem  Unterdevon   rechts 


J)  Erläuterungen  zum  Kartenblatt  M. -Neustadt,  pag.  16  und  17. 

2)  Die   kristallinen  Schiefer   des   nördlichen   Adlergebirges,  Jahrb.  d.  k    k. 
geol.  R.-A.  1909,  pag.  519-521. 

3)  „Die  moravischen  Fenster",  pag.  [505]. 


[71 1       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  71 

der  March  der  Fall,  wo  in  der  Gegend  von  Pobutsch,  Chirles  und 
Rippau  ein  Herd  intensiver  eruptiver  Tätigkeit  mit  mächtiger  Diabas- 
förderung ausgebreitet  ist. 

Außerdem  hat  Verf.  für  das  unterdevonische  Alter  der  meta- 
morphen Schiefer  des  Nemilka-  und  Friesatales  sowie  an  der  Zohsee 
sehr  gewichtige  petrographische,  stratigraphische,  insbesondere  aber 
tektonische  Beweismittel  ins  Treffen  geführt,  die  gänzlich  unbeachtet 
blieben  und  auf  welche  genannte  Forscher  gar  nicht  eingegangen  sind ! 
Nur  Petrascheck  läßt  in  Uebereinstimmung  mit  der  Petrographie 
des  Verf.  den  „Wackengneis"  E.  Tietzes  fallen  und  substituiert 
dafür  seinen  Biotitphyllit,  was  ebenfalls  nicht  stichhältig,  denn 
der  Wackengneis  ist  so  wenig  ein  Gneis,  als  der  Biotitphyllit  ein 
echter  Phyllit,  sondern  vielmehr  biotitreicherHornfels  im  Kon- 
taktbereiche des  Quarzhornblendediorits.  Der  Wackengneis  Tietzes 
umfaßt  außer  dem  Biotitschiefer  echte  Phyllite,  ja  sogar  die 
schönen  Biotitquarzite  des  Zohseetales  sind  darin  inbegriffen  und 
leider  auf  den  neuen  Kartenblättern  (1  :  75.000)  Mähr.-Neustadt- 
Schönberg  sowie  Landskorn-Trübau  nicht  ausgeschieden. 

Dieser  Umstand  erklärt  auch,  warum  Petrascheck  die  Qua r- 
zite  rechts  der  March  unbekannt  geblieben  sind,  der  seinen 
schroff  ablehnenden  Standpunkt  auf  eine  einmalige  Begehung  des 
fraglichen  Terrains  stützt!  Verf.  arbeitet  seit  35  Jahren  als  Montan- 
geolog in  dieser  Gegend.  Gleichwie  Petrascheck  Tietzes  Wacken- 
gneis über  Bord  geworfen,  sich  meiner  Petrographie  genähert  hat, 
so  wird  es  auch  bezüglich  der  Altersgliederung  geschehen.  Unseren 
durch  Analysen  sichergestellten  Diorit,  welchen  E.  Tietze  teils 
als  Hornblendegneis,  teils  als  „Gneis  im  allgemeinen"  kartierte,  hält 
Petrascheck  in  Anlehnung  an  G.  v.  Bukowski  für  Amphibol- 
granitit  und  spricht  sogar  einfach  von  Granit!  Daß  ihm  die  Hornfelse 
unbekannt  geblieben  sind,  ist  leicht  begreiflich.  — 

Auch  die  Diskordanz  der  Biotitschiefer  (Glimmerschiefer) 
nördlich  Hohenstadt,  gegen  den  Quarzhornblendediorit  stellt  Petra- 
schack  als  eine  Unrichtigkeit  hin.  Diese  Erscheinung  ist  jedoch 
speziell  im  Nemilkatale  so  deutlich  und  über  jeden  Zweifel  erhaben, 
daß  man  infolge  der  dortigen  günstigen  Aufschlüsse  sozusagen  die  Hand 
darauf  legen  kann 1).  Allerdings  ist  diese  diskordante  Auflagerungs- 
fläche nicht  im  landläufigen  Sinne  aufzufassen,  denn  sie  erklärt  sich 
an  der  Hand  der  Tatsache,  daß  die  Spalte,  auf  welcher  die  Diorit- 
massen  emporgepreßt  wurden,  in  diesem  Gebirgsteile  nicht  paralell, 
sondern  spitzwinkelig  (unter  <£  30°;  die  sedimentogene  Schichtenserie 
(Schieferumwallung)  hindurchsetzt,  was  bereits  oben  in  dem  Abschnitt 
über  die  tektonischen  Verhältnisse  auseinandergesetzt  wurde. 

Wenn  daher  Petrascheck  zum  Schlüsse  seiner  Arbeit  sagt: 
pdie  Phyllite  des  Adlergebirges  sind  älter  als  Devon,  wahrscheinlich 
auch  älter  als  Silur,  vielleicht  vorkambrisch",  so  sind  gegen  solche 
Ansichten  Zweifel  um  so  mehr  berechtigt,  als  wir  wissen,  daß  beispiels- 
weise  in   der  Umgebung   des  Kepernik-Granitgneismassivs   sowie  des 


*)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1902,  Bd.  52,  pag.  372  und  373 


72  Franz  Kietschmer.  [72] 

Zöptauer  Dioritmassivs  *)  das  Silur  als  auch  das  Präkambrium  eiu 
viel  höher  kristallines  Gepräge  besitzen  (als  die  Schiefer 
des  Adlergebirges),  so  daß  erstere  als  Glimmerschieferformation, 
dagegen  das  letztere  als  Chloritgneisgruppe  entwickelt  ist.  —  Auch 
das  Paläozoikum  Sachsens  in  der  Umgebung  des  Granulitgebirges, 
gleichwie  dasjenige  der  erzgebirgischen  Gneiskuppeln  (Sachsen — 
Böhmens)  besitzt  einen  hochmetamorphen  Charakter  bestehend  aus 
Muskovitschiefern  und  Gneisglimmerschiefern  mit  Einschaltungen  von 
Amphiboliten  etc.,  während  die  Phyllite  bereits  höheren  Altersstufen 
des  Paläozoikums  entsprechen. 

Uebrigens  hat  bereits  früher  das  Komitee  für  die  Landesdurch- 
forschung Böhmens  auf  der  von  ihm  publizierten  geologischen  Karte  von 
Böhmen  (Sektion  VI,  Prag  1891),  entworfen  von  Krejci,  die  Ansicht 
zum  Ausdruck  gebracht,  wonach  die  älteren  Schiefer  östlich  von  Tattenitz 
an  der  Zohsee  (Sazawa),  sämtlich  zur  Stufendes  böhmischen 
Unter-,  beziehungsweise  Mitteldevons  gehören.  Verf.  glaubt, 
daß  er  für  seine  Anschauungen  keinen  besseren  Gewährsmann  nötig 
habe  und  sich  in  guter  Gesellschaft  befindet.  Es  ist  nicht  notwendig, 
daß  wir  die  alten  Fundamente  wegreißen  und  immer  wieder  neue 
errichten,  wir  können  auch  einmal  darauf  weiterbauen,  was  uns  dem 
gemeinsamen  Hochziele  früher  und  sicherer  näher  bringen  wird. 

In  der  obzitierten  Abhandlung  hat  Prof.  E.  F.  Suess  unseren 
Kepernikgneis  mit  seinem  Bitescher  Gneis  identifiziert,  wogegen  wohl 
Einspruch  erhoben  werden  möchte,  zumal  schon  nach  den  Dünnschliff- 
bildern der  Kepernikgneis  sehr  verschieden  ist,  soweit  man  nach  den 
Beschreibungen  des  Bitescher  Gneises  von  Suess  urteilen  darf; 
auch  bleibt  für  den  ersteren  speziell  der  als  Uebergemengteil  vor- 
handene Orthit  sehr  charakteristisch,  so  daß  wir  den  Kepernikgneis 
als  einen  echten  Orthitgneis  bezeichnen  dürfen,  welches  Mineral 
dagegen  dem  Bitescher  Gneis  ganz  zu  fehlen  scheint.  Ziehen  wir 
ferner  die  Spaltungsgesteine  unseres  Kepernikgneismassivs  in  Betracht, 
so  müssen  zunächst  die  gewaltigen  Stöcke  mannigfaltiger  Aplite 
und  Pegmatite  hervorgehoben  werden,  die  ihrerseits  von  Gangapliten 
und  Gangpegmatiten  durchtrümmert  werden,  also  Tiefengesteinsformen, 
nach  welchen  wir  im  Bitescher  Gneis  vergeblich  suchen,  davon  dort 
wenig  oder  gar  nichts  zu  sehen  ist  und  woraus  zweifellos  folgt,  daß 
der  Kepernikgneis  doch  etwas  ganz  anderes  ist,  von  den  neuerdings 
gefundenen  Alkaligesteinen  abgesehen.  Erinnern  wir  uns  ferner  der 
weitverbreiteten  Kontakthöfe  im  Kepernikgneismassiv  beste- 
hend aus  Granat-Staurolith-  und  Andalusit-  sowie  Cyanit- 
schiefern  als  auch  der  kolossalen  und  mannigfaltigen  Kalk- 
silikatmassen in  der  Umgebung  von  Mähr.-Schönberg  und  Wiesen- 
berg, welche  der  Verf.  gefunden  und  zum  ersten  Male  beschrieben 
hat2);  dagegen  vermissen  wir  in  den  Gneismassen  von  Gr. -Bitesch 
derlei  Kontaktgebilde  zumeist  gänzlich  und  nur  in  der  südlichen  Ab- 


*)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1911,  61.  Bd.,  pag.  168—173. 

2)  Die  Kalksilikatfelse  in  der  Umgebung  von  Mähr.  -  Schönberg.  Jahrb.  d. 
k.  k.  geol.  R.-A.  1908,  58.  Bd.,  pag.  527-572.  Die  Kalksilikatfelse  im  Kepernik- 
gneismassiv nächst  Wiesenberg:  ibidem,  1912,  62.  Bd.,  pag.  359—460. 


[73]     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  73 

teilung  stoßen  wir  auf  das  schwache  Band  der  Fugnitzer  Kalk- 
silikatschiefer. Demzufolge  erscheint  es  gänzlich  fraglos,  daß  das 
Intrusivmagma  des  Kepernikgneismasivs  weit  reicher  an  Minera- 
lisatoren war,  als  das  des  Bitescher  Gneises,  das  wesentlich  ärmer 
daran  gewesen  war,  und  dieser  Mangel  ist  auch  der  ausschließliche 
Grund,  warum  die  sogenannten  „Moravischen  Kuppeln"  ein  solch  min- 
derwertiges kristallines  Gefüge  aufweisen. 

Uebrigens  ist  der  Kepernikgneis  in  keinem  Falle  eine  Felsart, 
die  eine  Spezialität  des  sogenannten  „moravischen",  beziehungsweise 
„silesischen"  Grundgebirges  vorstellt.  Ein  dem  Kepernikgneismassiv 
geologisch  und  petrographisch  fast  vollständig  gleichwertiges  Granit- 
gneismassiv hat  der  Verf.  auf  den  Scheiteln  des  Glatzer  Schnee- 
gebirges und  dessen  Abhängen  gegen  das  breite  Neisstal  festgestellt, 
also  inmitten  des  sogenannten  „Moldanubikum",  und  zwar  verbreitet 
sich  dasselbe  von  Neuwaltersdorf  (bei  Habelschwerdt)  im  Nord  bis 
Hermsdorf  (bei  Mittelwalde)  im  Süd;  es  ist  ein  Gewölbe  mit  N  —  S 
gestreckter  Achse,  dessen  westliche  Flanke  jedoch  durch  die  gewaltige 
Erosion  des  Neissetales  zum  großen  Teil  abgetragen  und  daselbst 
durch  plänerartige  Gesteine    und  Kieslingswalder  Ton    überlagert  ist. 

Betreffs  der  Petrographie  dieses  Granitgneismassivs  ist  zu  bemer- 
ken, daß  es  fast  ausschließlich  aus  Biotitauge ngn  eis  zusammen- 
gesetzt, und  bald  grobkörnig,  bald  mittel- bis  feinkörnig  entwickelt 
ist,  darin  die  Orthoklasaugen  weiß,  fleisch-  oder  ziegelrot  gefärbt  sind 
und  in  den  grobkörnigen  Felsmassen  Nuß- bis  Faustgröße  erreichen  ; 
die  Struktur  ist  alsdann  eine  richtungslos  granitische  und 
massige,  die  gneisartige  Parallelstruktur  wird  selten,  doch  fehlt  sie 
niemals  ganz.  Sehr  oft  wechselt  derartig  grobkörniger  und  massiger 
Granitgneis  mit  parallelstruierten  feinkörnigen  Gneislagen,  welche  viel- 
fach gewundene  flaserige  und  gefaltete  Struktur  aufweisen,  desgleichen 
hellweiße  mit  fleischfarbigen  Gesteinsabänderungen  wechsellagern.  - 
Ein  schönes  Querprofil  von  diesem  Granitgneismassiv  liefert  der 
Wölfeisgrund  am  Westabhange  des  Glatzer  Schneegebirges,  wo  die 
geschilderten  grobkörnigen  Granitgneismassen  besonders  instruktiv 
aufgeschlossen  sind  und  die  mächtigen  Gneisbänke  N — S  streichen 
und  gegen  W  einfallen.  Es  ist  kein  Zweifel  darüber  zulässig,  daß 
auch  hier  eine  gneisartig  erstarrte  Kuppel  grobkörniger  Granite  und 
Granitporphyre  vorliegt.  Der  Unterschied  zwischen  dem  Kepernikgneis 
und  dem  ihm  gleichwertigen  Gneismassiv  des  Glatzer  Schneegebirges 
ist  bloß  darin  begründet,  daß  der  erstere  weit  reicher  an  Minerali- 
satoren war  als  der  letztere,  daher  jene  großartigen  Kontakthöfe  der 
Kepernikgneiskuppel  in  der  Granitgneiskuppel  des  Glatzer  Schnee- 
gebirges nur  durch  Marmor  und  Granatglimmerschiefer 
vertreten  sind. 

Ein  zweites  nicht  minder  wichtiges  Gneismassiv,  das  wohl  schon 
nach  seinem  einheitlichen  und  eintönigen  petrographischen  Charakter 
zu  den  Eruptivgneisen  zu  rechnen  ist,  lagert  auf  den  Scheiteln 
des    Spieglitzer    Schneegebirges1)    und     dessen    Abhängen 


*)    Haidenzug    vom    großen    Schneeberg,     über     die    Schwarzekoppe    und 
Dürrekoppe. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)     10 


74  Franz  Kret schmer.  [  741 

gegen  das  oberste  Marchtal  sowie  das  Graupatal;  seine  Fortsetzung 
gegen  Nord  finden  wir  bei  Wilhelmstal,  gegen  Süd  bei  Grumberg  bis 
hinaus  in  den  Baudenwald  (siehe  beiliegende  geol.  Karte  Taf.  I).  Diese 
gewaltige  Gneismasse  ist  jedoch  petrographisch,  strukturell  und  tektonisch 
wesentlich  anders  geartet  als  jene  des  Kepernikgneises.  Nach  meinen 
Beobachtungen  im  Spieglitzer  Schneegebirge  stellt  die  in  Rede  stehende 
Gneismasse  eine  fächerförmig  aufgestellte  Nord  —  Süd 
gereckte  scheinbare  Synkline  vor,  wesentlich  zusammen- 
gesetzt aus  körnigen  Z  weigli  min ergn  eisen  oder  besser  gesagt 
Biotit-Muskovitgneisen,  welchen  grobkörnige  Biotitauge ngneise 
in  parallel  ausgewalzten  Stöcken  eingeschaltet  sind;  es  erscheint  uns 
dies  als  eine  Durch aderung,  beziehungsweise  Durchtrümmerung 
des  älteren  herrschenden  Zweiglimmergneises  mit  jüngeren  und 
an  Masse  beschränkten  Biotitgneisen,  worin  der  Biotit  nestförmig 
ausgeschieden  und  die  ursprüngliche  granitische  Struktur  noch  so  gut 
erhalten  ist,  daß  sie  zweifelsohne  teils  körnige,  teils  porphyrische 
Granite  vorstellen,  welche  Parallelstruktur  angenommen  haben.  Tek- 
tonisch erkennen  wir,  daß  die  gedachte  gewaltige  Gneismasse  wesent- 
lich als  einen  typischen  Fächer. 

Zwischen  den  geschilderten  beiden  Gneismassen  vom  Spieglitzer 
und  Glatzer  Schneegebirge  lagert  ein  Schiefermantel,  worin  sich 
das  oberste  Marchtal  parallel  ausgegraben  hat;  der  Mantel  selbst 
reicht  von  Seitendorf  im  Nord,  bis  Niederlipka  (bei  Grulich)  im  Süd, 
derselbe  stellt  eine  nach  Ost  einfallende  zwischen  den  beiden  oben 
geschilderten  Gneismassiven  eingeklemmte  Mulde  vor,  welche  gegen 
West  überkippt  erscheint.  Im  Marchtal  gut  aufgeschlossen,  zeigt  der 
Mantel  dortselbst  folgende  abwechslungsreiche  größtenteils  kontakt- 
metamorphisch  veränderte  Schichtenserie,  und  zwar  vom  Liegenden 
zum  Hangenden  fortschreitend : 

1.  Para-Muskovitgneise  mit  eingeschaltetem  Phyllit. 

2.  Gneisglimmerschiefer  in  Phyllitgneis  verlaufend. 

3.  Biotit-Glimmerschiefer,  Granat  und  Quarz  lins  e  n  führend. 

4.  Quarzite  geschichtet  und  in  Quarzschiefer  übergehend,  am 

Predigtstuhl  und  am  Rechtsgehänge  von  Groß-Morau. 

5.  Zuckerkörniger   Marmor   in  den   sogenannten  Quarklöchern 

und  am  Zechenberge. 

6.  Untergeordnete  Amphibolite. 

Das  Streichen  dieser  Schiefergneise  und  Glimmerschiefer  ist 
NNO,  das  Verflachen  OSO  unter  -£  45—50°,  dieselben  sind  von  alt- 
paläozoischem Alter,  wahrscheinlich  dem  Unterdevon  (?)  zu- 
gehörig. 

In  welchem  Verhältnis  die  gedachten  Orthogneise  vom  Glatzer- 
Schneegebirge  und  der  Kepernikgruppe  sowie  vom  Spieglitzer  Schnee- 
gebirge untereinander  und  zum  Biitescher  Gneis  stehen,  läßt  sich 
leider  nichts  sagen,  was  auf  Zuverlässigkeit  Anspruch  machen  könnte, 
weil  uns  die  nötigen  chemischen  Analysen  und  demzufolge  auch  die 
Gesteinsformeln  nach  Osann  mangeln.  Es  spricht  alle  Wahrscheinlich- 


[75]      ^er  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  75 

keit  dafür,  daß  die  geschilderten  Gneismassive  verschiedenen  Aus- 
bruchsperioden angehören.  Das  eine  steht  aber  fest,  daß  wir  inmitten 
des  „Moldanubikum"  des  Prof.  F.  E.  Suess  „zwei  weitere  Fenster" 
mit  ganzer,  demzufolge  symmetrischer  und  mit  halber  oder  unsymmetri- 
scher Umrahmung  gefunden  haben.  Wenn  wir  ruckblickend  in  Erwägung 
ziehen,  daß  die  drei  Gneismassive  vom  Kepernik,  dem  Spieglitzer 
und  Glatzer  Schneegebirge  sowie  auch  unser  großer  Dioritgabbrogang 
abyssische,  keineswegs  wurzellose  Gesteinsmassen  sind  und  dort  ihren 
Standort  haben,  wo  sie  seinerzeit  bei  der  Intrusion  emporgepreßt 
wurden,  so  bleibt  allerdings  von  dem  in  paläozoischer  Zeit  über- 
schobenen  ,. Moldanubikum"  nicht  viel  übrig!  Aus  diesen  Gründen 
hat  die  hypothetische  Deckenlehre  in  unserem  sudetischen  Kristallini- 
kum  keine  Berechtigung,  denn  wo  keine  „Decken"  existieren,  können 
sie  auch  nicht  „zwiebelschalenförmig  übereinandergelegt  werden", 
vielmehr  diese  Theorie  mit  der  tatsächlichen  Tektonik  im  Widerspruch 
steht,  sie  erscheint  uns  als  eine  zwangsweise  Interpretation  geologischer 
Verhältnisse,  welche  frei  von  Vorurteilen  wohl  kaum  eine  andere 
Deutung  zulassen,  als  dies  in  der  vorliegenden  Arbeit  geschehen  ist. 
Wenn  die  alpinen  Ueberschiebungsdecken  keine  bessere  Begründung 
bisher  gefunden  haben,  dann  müßten  wir  uns  auch  dagegen  kehren, 
wie  dies  unser  Altmeister  A.  Rothpletz  schon  so  oft  und  jüngst 
wieder  in  schlagender  Weise  getan  hat1). 

Wenn  nach  der  Becke-Gr  üben  mann 'sehen  Tiefenstufen- 
theorie  durch  die  Versenkung  der  Sedimente  in  stetig  zunehmende 
größere  Rindentiefe  unserer  Lithosphäre  ein  stetig  zunehmender  Grad 
der  kristallinen  Ausbildung  erreicht  wird,  so  liegt  meines  Erachtens 
jedenfalls  ein  unlösbarer  Widerspruch  darin,  warum  in  dem  Profile 
durch  die  Nesselkoppe  und  den  Bogenberg  (bei  Lindewiese)2)  der 
unterlagernde  devonische  Tonschiefer,  der  also  in  einer 
großen  Rindentiefe  unter  dem  moldanubischen  Glimmerschiefer  seit 
dem  Paläozoikum  gelegen  hat,  dessenungeachtet  nicht  die  Beschaffen- 
heit eines  kristallinen  Schiefers  erworben  hat,  dagegen  dies  bei  dem 
höher  liegenden  und  überschobenen  moldanubischen  Glimmerschiefer 
im  hohen  Maße  der  Fall  ist.  Wir  haben  oben  den  sicheren  Nachweis 
erbracht,  daß  der  letztere  durch  weit  kräftigere  Agenden  zu  Glimmer- 
schiefer geworden,  als  dies  die  Versenkung  in  größere  Rindentiefe 
bewirkt  hätte.  Die  moderne  Deckenlehre  und  Tiefenstufentheorie 
stehen  hier  mit  den  geologischen  Tatsachen  im  diametralen  Gegensatz 
und  wir  sehen  keinen  Grund  dafür,  diese  als  Basis  für  unsere 
geologischen  Untersuchungen  anzunehmen.  — 


*)  Heiträge  zur  Stratigraphie    und  Tektonik   des  Simplongebietes.  Zeitschr. 
d.  Deutschen  geol.  Ges.  66.  Bd.,  1914,  pag.  76-178. 

2)  F.  E.  Suess,  „Moravische  Fenster"  pag.  608. 

10* 


76  Franz  Kretschmer.  [76] 


II.  Teil. 

Ultrabasische    Stockgesteine    des    dioritisch  -  gabbroiden 

Ganglakkolithen. 

Nachdem  wir  die  Schilderung  der  allgemeinen  petrographischen, 
geologischen  und  tektonischen  Verhältnisse  des  Dioritgabbroganges 
vorausschickten,  schreiten  wir  nun  zu  dem  Hauptgegenstande  vorlie- 
gender Arbeit  zur  genauen  Untersuchung  der  Peridotite  und  Pyroxenite, 
beziehungsweise  ihrer  Serpentinfelse,  welche  gleich  Satelliten  den 
gedachten  Ganglakkolith  in  seinem  Liegenden  und  Hangenden  um- 
schwärmen und  dadurch  die  Abhängigkeit  von  letzteren  sinnfällig  er- 
kennen lassen  sowie  ihre  Zugehörigkeit  zu  derselben  geologischen 
Einheit  in  einer  jeden  Zweifel  ausschließenden  Weise  bekunden. 

Um  das  Verständnis  der  folgenden  Darstellung  zu  fördern, 
wollen  wir  sogleich  eine  Uebersicht  von  der  Mannigfaltigkeit  der 
auf  den  beiden  Zügen  einbrechenden  ultrabasischen  Gesteinstypen 
geben.  Im  Speziellen  stellen  sich  diese  interessanten  Gesteine  haupt- 
sächlich als  ternäre  und  binäre  untergeordnet  auch  als  unitäre  Mineral- 
kombinationen dar,  für  welche  wir  selbstredend  die  bisher  gebräuch- 
liche Nomenklatur  benützen,  nur  wo  diese  versagte,  mußte  Verf.  solche 
neue  Namen  prägen,  um  nicht  jedesmal  die  Mineralkombination  und 
die  sonstigen  Merkmale  der  hier  in  Frage  kommenden  Gesteine  auf- 
rechnen zu  müssen  und  die  Kürze  der  Darstellung  zu  sichern. 

Es  ergeben  sich  nach  den  diesfälligen  umfangreichen  mikrosko- 
pisch-optischen Untersuchungen  die  folgenden  Kombinationen  ultra- 
basischer   Gesteine    nach    ihrer    abnehmenden    Bedeutung    geordnet: 

Ternäre  Peridotite  der  Kalkalkali  reihe: 

I.  Olivin — Enstatit— Diopsid  =  wie  bisher  Lherzolith  genannt. 
II.  Olivin— Enstatit— Diallag  =  Neubennenung  P>ielenit. 

III.  Olivin — Enstatit — Hornblende    und    Aktinolith    =    neuer    Name 

Weigelith. 

Binäre  Peridotite: 

IV.  Olivin — Enstatit  =  wie  bisher  Harzburgit  genannt. 

Unitäre  Peridotite: 
V.  Olivin   (übrigens  nur  Akzessorien)     =  wie  bisher  Dunit   benannt. 

Binäre  Pyroxenite: 
I.  Enstatit — Diopsid  =  neu  benannt  Marchit. 

Ternäre  Pyroxenite: 
II.  Diopsid — Enstatit— Diallag   --  Neubennenung  Niklesit. 


[77]      Der  inetatnorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  ßielengebirge.  77 

Magnetit-  und  titanitreiche  Alkalipyroxenite: 

I.  Diallag — Enstatit— Ilmenitfels  =  neugeprägter   Name  Titanolith. 
II.  Aigirinaugit — Titanit — Magnetitfels  =  neugeprägter  Name  Aigir- 
inolith. 

Indem  wir  diese  Systematik  vorausschicken,  wollen  wir  nun  an 
die  Untersuchung  und  Beschreibung  der  einzelnen  Vorkommnisse 
schreiten,  müssen  jedoch  sogleich  gestehen :  Obwohl  die  Reihe  der 
letzteren  als  eine  stattliche  erscheint,  darf  sie  dessenungeachtet  in 
keinem  Falle  auf  Vollständigkeit  Anspruch  erheben,  und  zwar  nicht 
nur  deßhalb,  weil  einzelne  dieser  Sporaden  im  Gelände  leicht  über- 
sehen werden  können  und  auch  aus  dem  Grunde,  weil  sie  unter  der 
Ackererde  nebst  der  Verwitterungsrinde  versteckt  sind  und  oft  erst 
durch  Zufall  entdeckt  werden,  demzufolge  die  Zahl  dieser  Gesteins- 
stöcke jedenfalls  in  Wirklichkeit  viel  größer  sein  dürfte. 

A.   Liegendzug   der   Peridotite   und   Pyroxenite  sowie  ihre 

Serpentinfelse. 

Serpentinstockwerk  bei  Buschin  am  Taubenberg,  der  Goldkoppe  und 
am  Zdiarberg  bei  Ober-  und  Nieder-Eisenberg. 

Beginnen  wir  an  dem  südwestlichen  Ende  derselben  ander 
bekannten  Störungslinie  Marchtal — Buschin,  so  stoßen  wir  zunächst 
auf  das  große  Serpentinstockwerk,  welches  sich  zwischen  den  Tälern 
von  Busch  in  und  Hoster  litz  westlich  Nieder- und  Ober-Eisenberg 
ausbreitet  und  angenähert  parallel  zum  generellen  Streichen  gestreckt 
erscheint.  Der  Serpentinfels  setzt  dicht  am  Jockeisbache  dei  Buschin 
und  an  den  Gehängen  der  bewaldeten  Anhöhe  Stvertnik  ein,  findet 
seine  Fortsetzung  in  der  Waldstrecke  „bei  den  Fuchslöchern"  und 
erreicht  auf  dem  Taubenberg  (Holubarna)  sowie  auf  der  Goldkoppe 
in  der  Waldstrecke  „bei  den  goldenen  Löchern"  seine  größte  Mäch- 
tigkeit von  schätzungsweise  450  m;  von  hier  geht  der  Serpentinfels 
weiter  gegen  NNO  auf  den  Zdiarberg,  dessen  Felskegel  (Koppen)  aus 
mannigfaltigen  Serpentingesteinen  bestehen.  Gedachte  Koppen,  autfällig 
durch  ihre  scharfe  Kegelform,  fallen  gegen  Hosterlitz  hin  ab  und 
hier  endigen  die  in  Rede  stehenden  Serpentinfelsmassen.  Das  ganze 
Streichen  hat  eine  Länge  von  ungefähr  3'2  km\  dasselbe  erscheint  am 
Tage  durch  ausgedehnte  Block-  und  Trümmerhalden  gekennzeichnet, 
welche  das  darunter  anstehende  Gestein  verhüllen.  Der  gedachte 
Höhenzug  der  Serpentingesteine,  welcher  in  der  höchsten  Erhebung 
am  Taubenberg  kulminiert,  wird  durch  die  Terrain-Einschnitte  des 
„kalten  Wassers"  und  „bei  den  Erlen"  sowie  zwischen  den  Zdiar- 
koppen  unterbrochen,  so  daß  es  sehr  wahrscheinlich  ist,  daß  unsere 
pyroxenitischen  und  peridoititischen  Serpentingesteine  aus  mehreren 
dicht  beieinander  liegenden  stockförmigen  Massen  bestehen,  die  ein 
zusammenhängendes  Stockwerk  bilden.  — 

Die  Lagerungsverhältnisse  dieses  Stockwerkes  sind  im  hohen 
Maße  charakteristisch.  Westlich  stoßen  daran  die  mannigfaltigen 
Hornfelse   der   inneren  Kontaktzone   unseres    metamorphen 


78  Franz  Kretschmer.  [7S] 

Dioritgabbroganges,  welcher  hier  in  einer  Entfernung  von  0*3  km 
vorbeistreicht ;  östlich  liegen  abermals  Hornfelse,  und  zwar  lagert 
zunächst  dem  Serpentin  lokal  ein  grobkörniger,  feldspatreicher  und 
flaseriger  Musko vitgneis,  weiter  in  das  Liegende  folgen  sodann 
echte  Hornfelse  mit  zahlreichen  Einlagerungen  von  Amphibo  lit, 
der  weiter  in  der  Richtung  gegen  Nieder-  und  Ober-Eisenberg  in 
mannigfaltige  Phyllite  und  schließlich  in  Tonschiefer  übergeht, 
es  ist  das  die  äußere  Kontaktzone  der  Dioritgabbromasse.  Das 
Serpentinstockwerk  ist  inmitten  der  gedachten  kontaktmetamorphen 
Sedimente  aufgebrochen ;  eine  Einwirkung  durch  die  ultrabasischen 
Eruptivmassen  hat  jedoch  nicht  stattgefunden. 

Das  allgemeine  Streichen  der  gedachten  Sedimente  ist  regel- 
mäßig und  anhaltend  NNO  (genau  2  h),  das  Einfallen  durchwegs  steil 
WNW,  also  gegen  das  Serpentinstockwerk  gerichtet.  Das  letztere 
läßt  keine  Spur  von  Schichtung  oder  auch  nur  Bankung 
erkennen,  es  ist  lediglich  eine  polyedrisch  und  regellos  zu  großen 
Blöcken  und  Trümmern  zerklüftete  Felsmasse,  die  am  Tage  in 
die  obenerwähnten  Blockmeere  und  Trümmerhalden  zerfällt.  Diese 
am  Tage  umherliegenden  Serpentinstücke  überziehen  sich  infolge  Ver- 
witterung ausnahmslos  mit  einer  weißlichgrauen  Rinde. 

Auf  der  neuen  geologischen  Spezialkarte  1 :  75.000  Blatt  Mähr.- 
Neustadt  und  Schönberg  bat  G.  v.  Bukowski  den  Serpentinfels 
westlich  Eisenberg  als  ein  4  km  langes,  0-3  bis  0*4  km  breites  Band 
derartig  eingezeichnet,  daß  die  falsche  Vorstellung  erweckt  wird,  als  sei 
der  Serpentinfels  als  ein  planparalleles  Glied  der  kristallinen  Schiefer, 
diesen  konkordant  zwischen  Glimmerschiefer  und  seinem  „grauen  Gneis 
von  Hohenstadt"  eingelagert.  Der  Serpentin  wird  auf  dieser  Karte 
im  Liegenden  und  Hangenden  unmittelbar  von  Amphibolit  und  Tremolit 
umschlossen,  was  prinzipiell  unrichtig  und  mit  den  tatsächlichen  Ver- 
bandsverhältnissen im  Widerspruche  steht.  In  den  „Erläuterungen" 
wird  behauptet,  daß  der  in  Rede  stehende  Serpentin  ein  Umwandlungs- 
produkt der  Hornblende  sei  (!);  wir  werden  uns  jedoch  weiter  unten 
an  zahlreichen  Beispielen  überzeugen,  daß  von  Hornblende  in  den 
gedachten  Gesteinen  keine  Spur  vorhanden  war  und  ist. 

Die  im  vorliegenden  Abschnitt  gebrauchten  Lokalitätsnamen  sind 
den  Katastralkarten  sowie  den  Forstkarten  der  fürstlichen  Forstver- 
waltung entnommen  und  können  demzufolge  auf  Richtigkeit  und  Zu- 
verlässigkeit von  altersher  Anspruch  erheben.  — 

a)  Die  gesellschaftlichen  Serpentinbrüche  am  Ostausgange  von  Buschin. 

Das  große  Serpentinstockwerk  vom  Zdiarberg,  Goldkoppe,  Tauben- 
berg streicht  am  Linksgehänge  des  breiten  Buschinertales  nächst  dem 
Ostausgange  des  Dorfriedes  zutage  aus,  wo  der  Jockeisbach  die  Fels- 
köpfe des  Serpentins  und  der  Hornfelse  am  Gehängefuß  bespült,  so 
zwar,  daß  die  fortschreitende  Talerosion  gute  Aufschlüsse  und  vor- 
teilhafte Angriffspunkte  für  den  Steinbruchbetrieb  geschaffen  hat. 

Daselbst  hat  nun  die  KremsiererSteinindustri e-G e s e  1 1- 
schaft  ihre  beiden  Serpentinbrüche  angeschlagen,  und  zwar  den  einen 
auf  der  Talsohle,  den  zweiten  etwas  höher  auf  demselben  Gehänge  auf- 


1 79]      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirgc.  79 

wärts  und.  dadurch  die  Aufschlüsse  dergestalt  vervollständigt,  daß  wir 
einen  genauen  Einblick  in  die  Lagerungsverhältnisse  erhalten.  Der  Ser- 
pentinfels bildet  hier  eine  s  toek  form  ige,  stark  zerklüftete  Masse 
ohne  Schichtung  mit  Spuren  von  Bankung;  seine  Mächtigkeit  beträgt 
im  unteren  Bruche  rund  15  m,  davon  die  durchbrochenen  Schiefer  am 
Hangenden  in  schwebender  Lage  gegen  NW  abfallen,  dagegen  am  Lie- 
genden steil  aufgerichtet  sind  oder  am  Kopf  stehen,  fast  davon  abfallen, 
also  eine  Lage  einnehmen,  die  nur  das  Eruptivgestein  bewirkt  haben 
konnte.  Der  Serpentinfels  besteht  fast  ausschließlich  aus  kompaktem 
Serpentin,  der  makroskopisch  keine  Reste  der  Ursprungsmine- 
ralien aufweist;  sehr  verbreitet  ist  darin  Leukophitbildung,  die 
klaffenden  Strukturflächen  sind  fast  ausnahmslos  von  einem  mehr 
oder  weniger  langfaserigen  Chrysotil  überrindet  oder  der  letztere 
verbreitet  sich  gangförmig  auf  zahllosen  Spältchen  und  Adern  im 
Innern  des  Serpentinfelses.  Die  Chrysotilrinden  tragen  so  starke 
Quetschungserscheinungen  an  sich,  daß  diese  Flächen  Har- 
nischen gleichen,  was  auf  große  Gesteinsspan nunge  n  hinweist. 

Der  Serpentinfels  wird  von  Gängen  und  Trümmern  eines  grob- 
körnigen Pegmatits  durchsetzt,  worin  Feldspat  mit  Quarz  schrift- 
grauitisch  verwachsen,  zersetzter  Biotit  nebst  Diopsid  akzessorisch 
eingesprengt  sind.  Wir  werden  weiter  unten  folgend  den  Nachweis 
erbringen,  daß  in  Rede  stehender  Serpentinfels  von  einem  Pyroxenit, 
und  zwar  dem  neuen  Typus  M  a  r  c  h  i  t  abstammt. 

Bezüglich  der  Nebengesteine  des  Serpentinfelses  in  der  gedachten 
Lokalität  finden  wir  insbesondere  am  Liegenden  des  unteren  Bruches 
durch  den  Jockelsdorfer  Bach  gut  aufgeschlossen  die  in  den  früheren 
Abschnitten  ausführlich  geschilderten  Hornf  eise  herrschend,  Gesteine, 
die  gerade  hier  infolge  von  Pressungen  im  hohen  Grade  zerklüftet, 
daher  kleinklüftig  bis  würfelig  erscheinen ;  sie  sind  sehr  zähe,  überaus 
fest,  feinkörnig  bis  dicht.  Auch  im  Hangenden  des  Serpentinfelses 
sind  wir  auf  ähnliche,  jedoch  mehr  schiefrige  Hornfelse  gestoßen. 

In  dem  breiten  schönen  Buschinertal  streicht  jene  groß- 
artige Störungslinie  hindurch,  welche  aus  dem  Marchtal  der 
Gegend  zwischen  Leschen  und  Raabe  kommt,  hier  dem  Hauptstreichen 
2'21/2  h  folgt  und  im  Buschiuertal  längs  der  Reichsstraße  fortsetzt. 
An  dieser  Störungslinie  keilt  nun  unser  Serpentinstockwerk  von 
Zdiarberg-Taubenberg  aus,  indem  es  dahin  konstant  von  300  m 
Mächtigkeit  bis  auf  15  m  sukzessive  abnimmt.  — 


b)  Olivinführender  Älarchitserpentinfels   aus  dein  fürstlichen   Steinbruch   auf 

der  Goldkoppe. 

Was  uns  beim  Betreten  dieses  Steinbruches  sofort  in  das  Auge 
fällt  ist,  daß  die  Serpentinmasse  in  große  kubische  Blöcke  oder 
regellos  geformte  sowie  polyedrische  Trümmer  und  in  krumm- 
linsenförmige Stücke,  in  Schalen  und  Scherben  zerdrückt 
ist,  deren  Oberfläche  spiegelnd  und  glattpoliert  erscheint;  es  sind 
das  echte  Rutschflächen  und  Harnische,  welche  auf  Span- 
nungen und  Pressungen  in  der  Serpentinmasse  hinweisen  und 
durch  die  Volumzunahme  bei  der  Serpeutinisierung  ausgelöst  wurden. 


80  Franz  Kretschmer.  [80] 

Die  Gesteinsfarbe  ist  schwarzgrün,  selten  dunkel  blaugrün.  Vorherr- 
schend ist  der  z  erdrückte  Serpentinfels,  dagegen  der  kompakte 
nur  untergeordnet  auftritt;  der  letztere  ist  ohne  Reste  der  Ursprungs- 
mineralien,  dagegen  enthält  der  erstere  mehr  oder  weniger  reichlich 
Relikte,  bestehend  aus  isolierten  rundlichen  Körnern  von  wachsgelbem 
Olivin,  meist  aber  graugrünlichem  Enstatit;  ersterer  charakterisiert 
durch  Glasglanz  und  den  Zerfall  in  ein  kleinkörniges  Aggregat,  das 
napfförmig  ausgehöhlt  und  von  Serpentin  durchadert  ist;  der  letztere 
durch  fasrige  Struktur  und  starken  Perlmutterglanz.  An  einzelnen 
Stufen  machen  sich  Ueberzüge  von  bronzefarbig  schillernden  Blättchen 
bemerkbar,  die  nach  ihrem  Verhalten  dem  Bronzit  angehören.  Hierzu 
kommen  sehr  zahlreiche  im  Serpentin  ausgeschiedene  Nester  von 
Chromit,  der  durch  eisenschwarze  Farbe  und  Metallglanz  auffällt; 
es  sind  meist  schuppige,  zum  Teil  oktaedrische  Aggregate.  Akzessorisch 
ist  reichlich  eingesprengter  Magnetit  der  Formen  0  und  oo  0  cc  sowie 
in  größeren  als  auch  staubförmigen  Körnern  allüberall  eingesprengt; 
die  Menge  desselben  ist  jedoch  niemals  so  groß,  daß  sich  ein  Einfluß 
auf  die  Magnetnadel  äußern  würde. 

Umwandlung.  Der  gemeine  Serpentin  ist  ölgrün  ;  infolge 
staubförmig  eingesprengtem  Magnetit  trägt  er  eine  matte,  düstere, 
schwarzgrüne  Färbung  zur  Schau,  er  ist  allgemein  strukturlos,  läßt 
aber  zuweilen  eine  blättrige  Struktur  erkennen,  welche  auf  Enstatit 
als  Ursprungsraineral  hinweist. 

Ein  großer  Teil  des  dunklen  Serpentinfelses  hat  auf  inneren 
Bruchflächen  ein  verwittertes  Aussehen,  denn  er  ist  mit  einem 
weißen,  dichten,  auffallend  talkähnlichen  Serpentin  gleichwie  ver- 
knetet und  mit  ersterem  durch  Uebergänge  verknüpft,  dem  wir  noch 
des  öfteren  begegnen  werden  und  den  wir  kurz  Leukophit1) 
nennen  wollen.  Dieser  ist  nach  seinem  mikroskopisch-optischen  Ver- 
halten ein  echter  Serpentin,  wie  wir  uns  weiter  unten  an  den 
Dünnschliffen  der  Gesteine  von  Ober-Weißbach  überzeugen  werden, 
und  zwar  nach  seiner  Mikrostruktur  wesentlich  aus  querfaserigem 
Metaxit  und  radialfaserigem  Pikrolith2)  zusammengesetzt.  Ein 
Teil  des  Leukopliits  zeigt  u.  d.  b.  M.  die  typische  Maschenstruktur 
des  Olivins,  worin  wir  wohl  einen  sicheren  Hinweis  auf  die  frühere 
Anwesenheit  des  Olivins  im  Mineralgeinenge  des  Ursprungsgesteins 
erblicken  dürfen.  Mit  der  Leukophitbildung  steht  die  Ausscheidung 
einer  überreichlichen  Menge  von  Magnetit  ursächlich  im  Zusammen- 
hange, welche  das  Maschennetz  bildet. 

Die  obenerwähnten  Rutschflächen  der  Serpentinblöcke  und 
Trümmer,  seine  krummlinsenförmigen  Stücke,  Scherben  und  Schalen 
sind  mit  ausgebreitetem  gelblichweißem,  bläulichem  und  goldgelbem 
Chrysotil  bedeckt,  dessen  seidenglänzende  und  parallele  Fasern 
und  Stengel  3  bis  5  cm  lang  werden,  sie   sind  oft   gebogen    und    ge- 


1)  Von  Xe'jv.ö;  und  Ophit  =  Weißserpentin. 

2)  Der  Name  Metaxit  wird  tür  parallellfuserigen,  Pikrolith  für  radialfasrigen 
makroskopisch  dichten  Serpentin  gebraucht,  sobald  sich  diese  Texturunterschiede 
u.  d.  M.  merkbar  machen.  Der  Niime  Chrysotil  bleibt  für  jene  reinen  Faser- 
serpentine von  stärkerer  Doppelbrechung  reserviert,  welche  sich  als  Regenerationen 
des  dichten  Serpentins  darstellen. 


181  I      L>er  metamorphe  Diovitgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  gl 

wunden.  Darüber  breiten  sich  verworrene,  überaus  feine  Haare  des 
Serpentinasbestes,  die  dann  als  Berg  holz  und  Bergleder 
erscheinen.  An  den  breiten  Chrysotilstengeln  wurde  zum  Teil  eine 
prismatische  Spaltbarkeit  von  hornblendeartiger  Vollkommenheit  er- 
kannt. Ein  Teil  der  in  Rede  stehenden  Chrysotilaggregate  ist  auf 
den  spiegelblanken  Rutschflächen  und  Harnischen  infolge  der  ob- 
erwähnten Gesteinspressungen  gänzlich  platt  gedrückt. 

Auch  zahllose  Aederchen  und  Spältchen  des  Serpentinfelses 
sind  mit  überaus  feinfaserigem  Chrysotil  erfüllt,  dessen  bläuliche 
und  gelbe,  im  durchfallenden  Licht  weiße  bis  goldgelbe  Fasern  oft 
gebogen  und  gewunden,  stets  senkrecht  auf  die  Kluftebenen  gestellt 
sind  und  in  überaus  feinfaserigen  Asbest  übergehen.  Es  sind  dies 
durchwegs  Regenerationen  des  gemeinen  Serpentins.  Als  sekundäre, 
bei  der  Serpentinisierung  neugebildete  Mineralien  finden  sich : 
Magnetit  in  zahllosen  Körnern  sowie  Chalcedon  als  Ueberzüge  und 
Rinden.  Der  Magnetit  ist  auch  in  dem  Chrysotilaggregat  teils  in 
Kristallen  und  Körnchen  eingestreut,  teils  in  Nestern  zusammengehäuft; 
in  solchem  regeneriertem  Magnetit  fand  Verfasser  modellscharfe,  stark 
metallisch  glänzende  Kristalle  der  Form  od  0  oo  (100)  und  Zwillinge 
davon  mit  geneigten  Achsen  mit  0  (111)  als  Zwillingsebene. 

Auch  im  Leukophit  ist  sowohl  der  Chrysotil  als  auch  sein 
Asbest  häufig ;  der  letztere  ist  mitunter  so  grobfaserig  und  lang- 
prismatisch entwickelt,  daß  an  solch  groben  Stengeln  u.  d.  b.  M.  ein 
hornblendeähnliches  Prisma  deutlich  unterschieden  werden  konnte. 

Der  Serpentinfels  bedeckt  sich  am  Tage  der  Verwitterung  aus- 
gesetzt, allseitig  an  seiner  Oberfläche  mit  einer  gräulich  weißen, 
wenige  Millimeter  dicken  Verwitterungsrinde,  welche 
die  Maschenstruktur  des  gemeinen  Serpentins  schon  makroskopisch 
in  prägnanter  Weise  zum  Ausdruck  bringt,  welche  jener  der  Olivin- 
serpentine  in  jeder  Weise  ähnlich  erscheint.  Das  Netz  besteht  aus 
Schnüren  und  Nestern  von  Magnetit,  dagegen  die  Maschen  durch  eiu 
leuk  oph  itäh  nli  ch  es  Mineral  ausgefüllt  werden,  das  glatt  und 
muschlig  bricht,  weicher  als  Serpentin  ist,  sich  mager  anfühlt,  nicht 
an  der  Zunge  klebt  u.  d.  b.  M.  dicht,  derb  und  krümmlig  erscheint. 
Akzessorisch  tritt  auch  darin  Chrysotil  und  Magnetit  auf.  — 

Dünn  schliffanalyse  des  Marchitserpentinfelses  aus 
dem  Steinbruch  am  Ostgehänge  der  Goldkoppe. 

Das  untersuchte  Gestein  ist  wohl  makroskopisch  ein  kom- 
pakter Serpentinfels,  allein  im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  ist  es  ein 
Enstatit-Diopsid-Serpentinfels.  Obwohl  dichter  Serpentin  das 
mikroskopische  Bild  beherrscht,  finden  sich  darin  viele  Relikte  von 
Enstatit,  teils  in  kleinen  leistenförmigen,  meist  jedoch  in  größeren 
Kristallen,  teils  in  Körnern;  erstere  von  (100  •  (010)  begrenzt, 
allgemein  verbreitet  ist  vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (HO),  dabei 
die  gleichfalls  vollkommene  Teilbarkeit  nach  (100)  den  prismatischen 
Spaltwinkel  halbiert ;  besonders  in  Längsschnitten  ist  die  ausgezeich- 
nete Faserung   parallel   c   hervorzuheben,   die   genau   derjenigen    des 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanatalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (i\  Kretschmer.)     H 


82  Franz  Kretschmer.  [82] 

Bronzit  von  Kupferberg  (Schlesien)  gleicht *).  Die  Auslöschrichtung 
fällt  in  Basisschnitten  mit  der  pinakoiclalen  Spaltbarkeit  zu- 
sammen, dagegen  sie  den  Winkel  der  prismatischen  halbiert.  Nach- 
dem das  Relief  erst  bei  stärkerer  Kondensorsenkung  deutlich  wird,  so 
liegt  die  Lichtbrechung  bei  n  =  1*7  und  1-6,  die  Doppelbrechung  ist 
nach  Maßgabe  der  gelblichen  Interferenzfarben  auf  (010)  7 — a  =  0009 
wie  bei  Quarz;  dagegen  auf  (100)  sowie  auf  (001)  viel  niedriger  und 
geht  nicht  über  das  Graublau  des  Orthoklases  hinaus  7 — a  =  0*006 
bis  0*005  herab.  Bei  der  Farblosigkeit  des  Enstatits  im  Dünnschliff 
kein  Pleochroismus. 

Unter  X  Nicols  beobachtete  ich  fast  allgemein  eine  parallele 
lamellare  Durchwachsung  des  Enstatits  mit  Lamellen  eines  m 0110- 
klinen  Pyroxens,  dessen  Auslöschung  in  Schnitten  nach  (010)  -^ 
c :  c  =  44°  im  stumpfen  Winkel  beträgt,  und  zwar  ist  die  Auslöschung 
sehr  häufig  eine  symmetrische  nach  den  beiden  Seiten  von  (010),  so  daß 
sie  also  in  Zwillingsstellung  sich  befinden;  in  Schnitten  nach  (100) 
löschen  beide  Mineralien  gerade  aus,  unterscheiden  sich  jedoch  durch 
die  verschiedene  Doppelbrechung.  In  diesem  Falle  wiederholt  unser 
Enstatit  genau  dasselbe,  was  Rosenbusch  von  dem  Eustatit  aus 
den  Olivinknollen  des  Basaltes  vom  Gröditzberge  bei  Liegnitz  abbildet2). 
An  Schnitten  parallel  (100)  unseres  Enstatits  machte  ich  öfters  die 
Wahrnehmung,  daß  die  parallellamellare  Durchwachsung  mit  dem 
Diallag  einen  p  e  r  t  h  i  t  i  s  c  h  e  n  Charakter  annimmt,  dann  die  Lamellen- 
züge vielfach  gewunden  und  geflammt  erscheinen.  —  Die  gedachten 
Lamellenzüge  werden  des  öfteren  durch  ein  zweites  Lamellen- 
sy stein  gekreuzt,  das  parallel  zur  Basis  (001)  liegt  und  durch  die 
Zwillingsbildung  nach  i/i  P  cc  (101)  hervorgebracht  wird  und  womit 
die  Biegung  und  Knickung  des  Enstatits  zusammenhängt.  Diese 
Gitterstreifung  hat  sehr  viel  Aehnlichkeit  mit  derjenigen  des 
Mikroklin,  mit  welcher  sie  auch  das  gemein  hat,  daß  sie  mitunter 
verwaschen  erscheint  und  sich  nicht  über  den  ganzen  Schnitt  erstreckt, 
sondern  unregelmäßig  begrenzte  Stellen  ohne  Lamellierung  zeigen, 
welche  durch  allmähliches  Feinerwerden  der  Gitterwerke  in  allen  Ueber- 
gängen  miteinander  verbunden  sind.  —  Oefter  sind  die  einfachen 
Lamellenzüge  von  Enstatit  und  Diallag  wirr  gelagert,  oder  sie  sind  zu 
zierlichen  Rosetten  gruppiert.  —  In  den  großen  mit  Diallag  durch- 
wachsenen ausgezeichnet  feinfasrigen  Enstatiten  wurde  häufig  die 
Erscheinung  undulöser  Auslöschung  beobachtet;  außerdem  sind  solch 
feinlamellierte  Enstatit-Diallagkristalle  zuweilen  gebrochen  und  die 
Bruchstellen  mit  überaus  feischuppigem  Talk  ausgeheilt.  — 

Die  mikroskopische  Untersuchung  lehrt,  daß  neben  dem  Enstatit 
sich  an  der  Zusammensetzung  unseres  Gesteins  noch  ein  zweiter, 
und  zwar  monokliner  Pyroxen  als  Hauptgemengteil  beteiligt, 
welcher  mit  dem  Enstatit  zu  richtungslos  körnigem  Gemenge  ver- 
wächst; derselbe  ist  im  Schliff  bei  reflekt.  Licht  olivgrün,  im  trans- 
mitt.  grünlich  mit  schwachem  Pleochroismus  und  gehört  zum  Diopsid, 
er  ist  jedoch  in  dem  vorliegenden  Gestein  nur  in  wenig  charakteris- 

J)  Rosenbusch,  Physiographie,  IV.  Aufl.,   [.  Bd.,  2.  Hälfte,  Taf.  II,  Fig.  2. 
'-')  Ebendaselbst  Taf.  II,  Kig.  3 


[831      Der  nietaniorphe  Dioritgabbrogang  im   Schnee-  und  Bielengebirge  83 

tischen  Relikten  erhalten  geblieben  ;  dagegen  finden  wir  ihn  in  präch- 
tiger Ausbildung  am  Zdiarberg,  insbesondere  aber  in  dem  Pyroxenit 
von  Großvvürben,  wo  wir  demselben  eine  eingehende  Betrachtung 
widmen  wollen.  — 

In  zahlreichen  Individuen  des  Enstatit  fand  ich  in  Schnitten 
nach  (KM))  die  bekannten  graubraunen  und  haarbraunen  M i k  r  o  1  i  t h  e 
verbreitet,  welche  jedoch  die  zahlreichen  Spaltrisse  nach  (110)  stellen- 
weise durchleuchten  lassen  und  den  metallischen  Perlmutterglanz  nach 
(100)  bedingen.  Die  vielfach  gradlinig  begrenzten  Blättchen  haben 
meist  rechteckige  oder  quadratische  Formen,  meist  sind  sie  jedoch 
unregelmäßig  gestaltet,  parallel  den  Spaltrissen  gestreckt  und  liegen 
mit  der  Längsrichtung  parallel  c,  oder  andere  in  geringerer  Menge 
senkrecht  dazu.  Diese  flach  ausgebreiteten  und  den  Spaltrissen  parallel 
gestreckten  Blättchenzüge  werden  von  staubförmigem  Magnetit  schrott- 
kornähnlich    durchschossen,    während    der   Serpentin    von    außen    her 

Fig.  10. 

Anatasschnitt  parallel  c. 


in  den  Enstatit  eindringt  oder  inmitten  inselartig  auftritt.  Bei  An- 
wendung starker  Systeme  .  können  wir  die  spitzrhombischen  und 
leistenförmigen  beiderseits  zugespitzten  Kristallenen  des  farblosen 
Titanits  gut  unterscheiden,  ferner  sehen  wir  ausgebreitete  Körner- 
haufen und  langprismatische  Aggregate  des  fuchsroten  und  honiggelben 
Rutils,  welche  stets  im  Zentrum  derselben  braunschwarze  Um  e  nit- 
re likte  in  schlackenähnlichen  Gestalten  einschließen,  endlich  ist  der 
Anatas  meist  tafelig  oder"  spitzpyramidal  ausgebildet  mit  Längs- 
streifung,  farblos,  unter  X  Nicols  mit  blauen  Interferenzfarben  durch- 
sichtig. Diese  Titanmineralien  sind  durch  ihr  plastisches  Relief,  ihre 
runzelige  Oberfläche  und  starke  randliche  Totalreflexion  charakterisiert, 
welche  auf  höchste  Licht-  und  meist  auch  Doppelbrechung  hinweist. 
Mehrere  solcher  Schnitte  der  gedachten  Titanmineralien  sind  braun 
bestäubt,  welcher  allerfeinste  Staub  selbst  bei  Anwendung  stärkster 
Systeme  submikroskopisch  bleibt. 

Wie  bereits  oben  angeführt,  findet  sich  der  1 1  m  e  n  i  t  insbesondere 
in  Form  von  Lamellen  dem  Enstatit  parallel  den  Spaltrissen  nach 
(1UÜ)  eingeschaltet,  teils  erscheint  der  Ilmenit  als  zierliche  Kristall- 
skelette und  zerhackte  Wachstumsformen  dem  Enstatit  interponiert, 
oder  der  Ilmenit  umschließt  seinerseits  Entstatit-Diallagaggregate.  Es 
kann  wohl  kaum  einem  Zweifel  unterliegen,  daß  die  obigen  Titan- 
mineralien, welche  auf  (100)  des  Enstatits  den  Schiller  erzeugen,  aus 
der  Umwandlung  dieser  Ilmenitlamellen  hervorgegangen  sind.  — 

11* 


84  Franz  Kretschmer,  [84] 

Im  ganzen  Schliff  zerstreut  liegen  zahlreiche  kurzprismatische 
Kristallenen  von  Apatit  vereinzelt  umher,  die  sich  stellenweise  an- 
häufen, kreuz  und  quer  gelagert  sind  und  sich  zwischen  X  Nicols 
durch  ihr  Grellweiß  bemerkbar  machen,  öfters  mit  dunkler  Schlacken- 
masse im  Kern. 

Der  Magnetit  ist  im  Enstatit  in  kleinsten  Oktaedern  einge- 
sprengt, auch  ist  er  in  kleinsten  Hexaedern  längs  der  Enstatitlamellen 
verteilt;  ferner  bemerkt  man  staubförmige  Körner  und  Körnerhaufen 
sowohl  im  Enstatit  als  auch  im  Serpentin,  in  welch  letzteren  er  die 
bekannten  Netzwerke  liefert.  Größere  Kristalle,  Zwillinge  und  Kristall- 
stöcke des  Magnetits  finden  sich  selbständig  ausgeschieden  im  frischen 
Enstatit,  gleichwie  im  Serpentin;  derselbe  gehört  sammt  dem  Ilmenit 
zu  den  Erstausscheidungen.  Olivin  und  Feldspäte  fehlen  gänzlich.  — 

Umwandlungs-Erscheinungen. 

Der  Serpentin  ist  im  Dünnschliff  im  reflek.  Licht  olivengrün, 
im  transmitt.  farblos;  die  Lichtbrechung  ist  gleich  derjenigen  des 
Kanadabalsam  =  1*54,  die  Doppelbrechung  sehr  niedrig,  und  zwar 
nach  Maßgabe  der  einheitlichen  graublauen  Interferenzfarben  •( —  a  = 
=  0*005.  Im  parallelen  polarisierten  Licht  läßt  die  Verteilung  des 
Magnetits  im  Serpentin  ein  Maschennetz  erkennen,  das  demjenigen 
der  Olivinserpentine  ähnlich  scheint.  Jedoch  die  wahre  Mikrostruktur 
des  Serpentins  tritt  erst  unter  X  Nicols  hervor,  welche  die  Erscheinung 
der  Aggregatpolarisation  in  niedrigen  einheitlichen  Interferenzfarben 
in  ausgezeichneter  Weise  darbietet.  Wir  sehen  nun,  daß  die  Maschen 
durch  einen  überaus  fein-  und  parallelfaserigen  Metaxit,  seltener 
durch  einen  radialfasrigen  Pikrolith  ausgefüllt  werden,  ersterer 
formt  Parallelopipede,  letzterer  Rotationsellipsioide;  dazwischen 
ziehen  teils  parallel,  teils  regellos  angeordnete  Balken  von  dichtem 
Serpentin  hindurch,  dessen  Doppelbrechung  infolge  Kompensation  auf 
Null  herabgesunken  ist,  daher  isotrop  erscheint.  Häufen  sich  solche 
Balken,  so  wird  der  Serpentin  in  ein  stetig  feinkörnigeres  Aggregat 
zerfällt,  welcher  eine  schwache  oder  gar  keine  Dunkelstellung  zeigt 
und  alsdann  nur  eine  unscharfe  Auslöschung  aufweist.  Die  Faserachsen 
sind  Richtung  der  kleinsten  Elastizität  und  spitze  Bisektrix  eines  in 
weiten  Grenzen  schwankenden  Achsenwinkels;  es  läßt  sich  durchwegs 
ein  optisch  positiver  Charakter  des  Minerals  feststellen. 

Der  Serpentin  dringt  gegen  den  Enstatit  und  Diopsid  zunächst 
auf  Spaltrissen,  sodann  zungen-  und  buchtenförmig  gegen  die  ge- 
dachten Ursprungsmineralien  vor,  wie  bereits  oben  erwähnt.  Durch 
halbserpentinisierte  Enstatit-  und  Diopsidpartien  sowie  allmählig  und 
schrittweise  auch  im  Dünnschliff  nachweisbare  Uebergänge  von  En- 
statit und  Diopsid  in  Serpentin,  kann  die  sichere,  jeden  Zweifel 
ausschließende  Entstehung  des  Serpentins  aus  dem  Pmstatit,  beziehungs- 
weise Diopsid  nachgewiesen  werden.  — 

Der  bloß  makroskopisch  da  und  dort  beobachtete  0  1  i  v  i  n  g  e  h  a  1 1 
dieses  Serpentinfelses  ist  so  gering,  daß  wir  ihn  vernachlässigen 
können;  es  liegt  also  ein  wesentlich  aus  Enstatit  und  Diopsid 
zusammengesetzter   Pyroxenit   als  Ursprungsgestein   vor,    das   teils 


[851      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  85 

selbständige  Stöcke,  teils  Schlieren  und  unregelmäßige  Zonen  im 
Lherzolith  bildet  und  sich  an  der  Zusammensetzung  ganzer  Stock- 
werke beteiligt.  Wir  werden  außer  diesem  Vorkommen  weiter  unten 
noch  eine  ganze  Reihe  gleich  zusammengesetzter  Pyroxenit-Serpentin- 
felse  kennen  lernen,  deren  Ursprungsgestein  ausschließlich  aus  En- 
statit  und  Diopsid  bestanden  hat  und  für  welche  der  am  Kopfe  dieses 
Abschnittes  stehende  Name  Marchit  vorgeschlagen  wird,  entlehnt 
von  dem  Hauptflusse  March,  woselbst  das  Verbreitungsgebiet  dieses 
neuen  Pyroxenittypus  liegt. 

Lacroix  hat  wohl  aus  den  französischen  Hoch-Pyrenäen  ähn- 
liche pyroxenitische  Gesteine  unter  dem  Namen  Ariegit  in  die 
Petrographie  eingeführt,  die  lagerartig  mit  Lherzolith  wechseln  und 
im  letzteren  schlierenförmig  eingeschaltet  sind  oder  ihn  gangförmig 
durchsetzen;  sie  haben  jedoch  einen  wesentlich  anderen  chemischen 
Bestand.    — 

Dagegen  stehen  unsere  Pyroxenite  (wie  wir  uns  an  der  Hand 
unten  folgender  Analysen  überzeugen  werden)  an  dem  äußersten 
basischen  Ende  dieser  ultrabasischen  Gesteinsfamilie  und  repräsen- 
tieren einen  neuen  Typus  der  Pyroxenite,  deshalb  der  dafür  oben 
gewählte  Name  „Marchit"  gerechtfertigt  sein  mag.  — 

c)  Der  Zdiarberg  westlich  Ober-Eisenberg. 

Dieses  Vorkommen  von  Lherzolith-Serpentinfels  er- 
reicht man  am  schnellsten,  wenn  man  von  Ober-Eisenberg  den 
westlicherseits  dahinführenden  ansteigenden  Feldweg  einschlägt,  auf 
dem  von  der  Eisenberger  Pfarrkirche  ab  in  1*1  hn  Entfernung  der 
Serpentinfels  im  fürstlichen  Walde  ansteht.  Hier  befindet  sich  jene 
klassische  Fundstelle,  wo  A.  Kenngott  das  Metasilikat  der  Magnesia, 
den  Enstatit  zuerst  entdeckte  und  feststellte ;  weniger  glücklich  war 
er  mit  dem  Pseudophit,  den  er  später  für  einen  Pennin  erklärte, 
was  der  Wahrheit  näher  kommt. 

Der  Zdiarberg  umfaßt  fünf  nach  dem  allgemeinen  Gebirgs- 
streichen  2  h  angereihte  Felskegeln  von  Serpentinfels,  welche  aller- 
dings unter  einem  dicken  Vegetationspelz  von  Heidegras,  Heidekraut, 
Sträucher  von  Heidel-  und  Preiselbeeren  verdeckt  sind,  worin  aber 
der  Serpentinfels  stellenweise  in  nackten  Felsmassen  zutage  tritt 
oder  in  Blockhalden  aufgehäuft  ist.  Die  streichende  Länge  der  ge- 
dachten fünf  Felskegeln  beträgt  ungefähr  620  m,  die  Breite  350  m, 
sie  hängen  jedenfalls  unterirdisch  zusammen  und  bilden  ein  Stock- 
werk das  gegen  SSW  an  die  Serpentinmassen  der  Goldkoppe  anstößt.  -— 

Als  makroskopisch  erkennbare  Gemengteile  des  Zdiarberger 
Serpentinfelses  sind  zu  nennen:  düster  schwarzgrüner,  matter  und 
dichter  Serpentin,  worin  eine  gegen  das  Gestein  auf  der  Gold- 
koppe größere  Menge  Kristalle  und  Körner  von  Olivin  und  Enstatit 
eingewachsen  sind,  Chromit  in  bald  größerer,  bald  mäßiger  Menge 
nestförmig  ausgeschieden  erscheint,  außerdem  ist  der  Magnetit 
überall  reichlich  eingestreut. 

Das  Gestein  besitzt  infolge  seines  reichen  Magnetitgehaltes  die 
Fähigkeit,  im  hohen  Maße  auf  die  Magnetnadel  einzuwirken,  es  zeigt 


86 


Franz  Kretschmer. 


[86] 


sich  teils  polarmagnetisch  mit  großer  Intensität,  oder  es  besitzt 
nur  einfachen  Magnetismus.  Ein  untergeordneter  Teil  der  Stufen  ist 
so  arm  an  Magnetit,  daß  sie  ohne  Einfluß  auf  die  Magnetnadel  sind.  — 

Der  gemeine  Serpentin  ist  im  reflekt.  Lichte  hell- 
olivgrün bis  grünlichweiß,  im  durchfallenden  undurchsichtig,  in 
Spaltblättchen  durchscheinend  und  glasglänzend,  völlig  gespickt  mit 
Magnetit  in  Streifen  und  Striemen  sowie  staubförmigen  Körnchen ; 
der  Bruch  ist  muschlig  im  Großen,  splittrig  im  Kleinen,  auffallend 
matt  und  glanzlos,  selten  zeigt   sich  Seidenschimmer  oder  Pechglanz, 

der  Strich   ist    weiß,   Härte  =  25 spez.  Gew.  =  2*75— 277; 

vor    dem  Löttrohr   unschmelzbar,   in    Salzsäure    unvollständig   löslich. 

Der  Enstatit  ist  gekennzeichnet  durch  seine  ausgezeichnete 
Spaltbarkeit  nach  co  P  (110)  und  feine  Teilbarkeit  parallel  <x>  P  oo 
(100),  welche  Fläche  durch  ihren  lebhaften  Perlmutterglanz  kenntlich 
ist,  dagegen  die  Spaltung  die  Feinfasrigkeit  und  Blättrigkeit  des 
Enstatits  bedingt.  Kristalle  sind  relativ  selten,  wo  solche  vorkommen, 

Fig.  11. 

Enstatit  mit  knieförmiger  Zwillingslamellierung. 


sind  sie  durch  die  Quer-  und  Längsflächen  (100)  •  (010)  begrenzt, 
mithin  prismatische  Formen,  welche  gewöhnlich  eine  zackige  End- 
ausbildung besitzen,  mit  flachdomatischer  oder  basischer  Querabson- 
derung senkrecht  r;,  als  auch  Biegung  und  Drehung  der  Enstatit- 
fasern  häufig  zu  beobachten  ist ;  des  öfteren  lassen  die  gedrungenen 
10 — 12  mm  langen  Prismen  Knäuel  erkennen,  welche  auf  sternförmige 
Zwillingsverwachsungen  hinweisen.  Der  Zdiarberger  Enstatit  kommt 
jedoch  meist  nur  in  erbsen  bis  haselnußgroßen  gerundeten  Körnern 
vor,  stets  mit  der  charakteristischen  Spaltbarkeit  ausgestattet,  zu- 
weilen lassen  die  Körner  eine  knieförmige  Lamellierung  erkennen, 
wie  in  obiger  Textfigur  1 1  gezeichnet.  Seine  Farbe  ist  im  reflekt. 
Licht  graugrün  bis  gelbgrün,  selten  olivengrün,  im  transmit.  Licht  farblos 
bis  weißgelb,  durchsichtig  bis  halbdurchsichtig;  Härte  zwischen  5 — 6; 
spez.  Gewicht  3-10 — 3*40 ;  vor  dem  Lötrohr  fast  unschmelzbar. 

Die  Enstatitreste  täuschen  den  Eindruck  vor,  als  wären  sie  im 
Gestein  porphyrisch  ausgeschieden ;  dasselbe  enthält  davon  zumeist 
nur  einzelne  Kristalle  und  Körner,  andere  Gesteinspartien  sind  damit 
und  Olivin  bis  zur  Hälfte  und  darüber  völlig  gespickt,  während  andere 
Gesteinsteile  kaum  geringe  Spuren  führen,  alsdann  sich  das  Gestein 
als  kompakter  Serpentinfels  darstellt. 

Zwischen  Enstatit  und  Serpentin  findet  ein  allmählicher  Ueber- 
gang  statt,  den  man  u.  d.  b.  M.  stufenweise  verfolgen  kann,  und  zwar 
bilden  sich  Pseudomorp hosen    von    schwarzgrünem    Serpentin 


\9>7]      I^er  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebir«-e.  87 

nach  Enstatit  mit  Erhaltung  der  breitstengligen  und  feinfaserigen 
Spaltung  desselben.  Ueberdies  kann  man  das  buchtenförmige  Eindringen 
des  Serpentins  von  außen  in  den  Enstatit  beobachten,  dessen  Grenzen 
dann  unscharf  und  verschwommen  sind ;  außerdem  finden  sich  im 
Innern  der  frischen  Kristalle  rundliche  Flecke  von  Serpentin  und 
man  sieht  da  und  dort  halbserpentinisierte  Enstatite,  die  nicht  voll- 
ständig aufgebraucht,  oder  letztere  bestehen  an  dem  einen  Ende 
noch  aus  frischem  Enstatit,  dagegen  das  andere  bereits  zu  Serpentin 
geworden  ist.  — 

Von  besonderem  Interesse  sind  die  bisher  unbeachtet  gebliebenen 
makroskopischen  Olivin  e;  sie  finden  sich  fast  in  allen  Zdiarberger 
Stufen  in  vereinzelten  Kristallen  und  Körnern,  welche  der  allgemeinen 
Serpentinisierung  entgangen  sind.  Während  in  den  meisten  Stufen 
sich  Olivin  und  Enstatitreste  das  Gleichgewicht  halten,  reichert  sich 
in  einzelnen  Stufen  der  Enstatit,  in  anderen  wiederum  der  Olivin 
derartig  an,  daß  das  Gestein  fast  zur  Hälfte  aus  ihren  Resten  besteht, 
während  das  andere  Mineral  fehlt.  Die  gewöhnlich  großen  Olivin- 
individuen  sind  olivengrün  bis  weingelb  gefärbt,  stark  glasglänzend, 
vollkommen  spaltbar  noch  (010)  und  zerfallen  vorerst  in  ein  klein- 
körniges Aggregat,  das  sich  gern  in  Leukophit  und  Chrysotil 
umwandelt  und  dann  die  typische  Struktur  des  Olivinserpentins  er- 
kennen läßt.  Zahlreiche  Olivine  sind  stark  mit  Magnetit  in  Kristallenen 
und  Körnchen  eingesprengt. 

Auf  den  beiden  (nördlichsten)  Zdiarkoppen  haben  sich  in  dem 
dortigen  Serpentinfels  Olivinreste  in  zu-  und  abnehmender  Menge 
erhalten,  auch  viele  Reste  von  faserigem  Enstatit  sind  daneben  zu 
sehen,  oder  beide  Minerale  miteinander  verwachsen.  Auch  dort,  wo 
der  Olivin  fehlt,  kann  man  nach  der  charakteristischen  Mas  ehe n- 
struktur  auf  seine  frühere  Anwesenheit  schließen.  Es  entwickelt 
sich  zunächst  Mas  chenol  i  vin,  aus  diesem  Mas  ch  e nie ukophit, 
davon  jedes  Korn  mit  Magnetit  umkränzt  wird.  Die  Menge  des  in 
diesem  olivinreichen  Gestein  ausgeschiedenen  Chromits  ist  recht 
ansehnlich. 

Auch  im  Zdiarberger  Serpentinfels  stehen  viele,  namentlich  die 
größeren  Körner  und  Kristalle  von  Enstatit  und  Olivin  in  einem  mehr 
oder  weniger  fortgeschrittenen  Zustand  der  Leukophitbildung, 
welche  allmählig  die  ganzen  Individuen  erfaßt ;  es  sind  dies  Pseudo- 
morphosen  von  Leukophit  nach  Enstatit  und  Olivin,  worin  die  Magnetit- 
ausscheidungen des  gemeinen  Serpentins  nicht  fehlen.  Den  Leukophit 
hat  man  früher  mehrseitig  für  Talk  gehalten.  — 

Als  Regenerationen  des  Serpentins  auf  Spalten,  Klüften 
und  Bruchflächen  des  Serpentinfelses  ist  noch  der  Chrysotil  hervor- 
zuheben, dessen  feine  seidenglänzende  Stengel  oder  überaus  feine 
Fasern  gewöhnlich  senkrecht  auf  die  Kluftwände  gestellt  sind,  während 
der  Asbest  daselbst  überaus  feine  und  verworrene  fasrige  Aggregate 
darstellt.  Oefter  sieht  man  zahlreiche  Chrysotilspalten,  die  eine  unter 
sich  parallele  Richtung  einhalten. .  Endlich  sind  in  unserem  Serpentin- 
fels häufig  Rinden  und  Ueberzüge  von  weißem  Chalcedon  und  Kalzit 
wahrzunehmen,  welche  ebenfalls  als  eine  Neubildung  bei  der  Serpen- 
tinisierung zu  betrachten  sind. 


88 


fcVanz  Kretsehmer. 


[88] 


Von  anderer  Seite *)  werden  als  makroskopische  Gemengteile 
des  Zdiarberger  Serpentinfelses  noch  angeführt:  Diallag  und  Mala- 
kolith,  gemeine  Hornblende  und  Aktinolith,  Arsenkies  und  Magnetkies, 
sie  spielen  jedoch  nur  als  untergeordnete  oder  zufällige  sowie  seltene 
Mineralvorkommnisse  eine  Rolle. 

Der  Serpentinfels  bedeckt  sich,  am  Tage  der  Verwitterung  aus- 
gesetzt, an  seiner  Oberflache  ebenfalls  mit  der  schon  obenerwähnten 
weißlich  grauen  Verwitterungsrinde,  welche  u.  d.  b.  M.  die 
Maschenstruktur  des  Serpentins  deutlich  hervortreten  läßt.  Das  Netz 
wird  durch  ausgeschiedenen  Magnetit  gebildet,  dagegen  die  Augen 
von  schneeweißem  Leukophit  ausgefüllt  werden,  welcher  durch 
fortgesetzte  Wasseraufnahme  aus  gemeinem  Serpentin  entsteht;  da- 
zwischen bemerkt  man  in  geringer  Menge  Chrysotil,  schuppigen  Talk 
und  spätigen  Magnesit.  — 

Dünn schliffanalyse  des  Lherzolith-Serpentins  von  der 
nördlichen  Z  d  i  a  r  k  o  p  p  e. 

Das  Gestein  für  die  Dünnschliffe  wurde  den  auf  der  nördlichen 
Zdiarkoppe  anstehenden  Serpentinfelsen  entnommen,  welche  einen 
besseren  Erhaltungszustand  darboten.  Wir  erkennen  auch  im  Dünn- 
schliff sofort,  daß  dieser  Serpentinfels  weit  frischer  erhalten  ist  als  jener 
von  Buschin  und  der  Goldkoppe;  die  Menge  des  Enstatits  ist  größer, 

Fig.  12. 

Enstatitschnitt  nach  (100). 


so  wie  auch  seine  Kristalle  größer  geworden  sind.  Dieselben  besitzen 
in  Basisschnitten  eine  quadratische  Form,  begrenzt  von  den  beiden 
vertikalen  Pinakoiden  (100) .  (010)  die  Vertikalschnitte  verweisen  meist 
auf  langprismatische  zum  Teil  gekrümmte,  au  den  beiden  Enden 
pyramidal  begrenzte  Kristalle.  (Siehe  obenstehende  Figur  12.)  Die 
ausgezeichnete  Fasrigkeit   ist  bedingt  durch  Spaltrisse   parallel  (110) 


')  V.    v.    Zepharo  vich,    Minevalog.    Lexikon.   I.  Bd.    1859,    IL  Bd.    1873 
III.  Bd.  1893. 


[89]      Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  89 

und  die  Teilbarkeit  nach  (100).  Knie-  und  sternförmige  Zwillings- 
bildungen sind  auch  im  Dünnschliff  erkennbar.  Die  Lichtbrechung  ist 
nach  Maßgabe  des  erst  bei  stärkerer  Kondensorsenkung  deutlichen 
Reliefs  1*7 — 1*6;  die  Doppelbrechung  in  Schnitten  nach  (010)  zufolge 
der  gelblichweißen  Interferenzfarben  nach  Michel-Levy  und 
Lacroix  y  —  a  =  0-009,  dagegen  auf  (100)  und  (001)  nur  0005  und 
0-004  den  klargrauen  Interferenzfarben  entsprechend.  Nach  Des 
Cloizeaux1)  ist  am  Enstatit  vom  Zdiarberge  der  negative  Achsen- 
winkel in  Oel  =  133°  8'  bei  dem  Gehalt  von  FcO  -f-  i¥«0  =  2-76% 
a'so  ß=  1-639  und  2F=69°42'  für  rot;  ferner  bestimmte  Mallard2) 
am  Enstatit  vom  Zdiarberge  a  =  1-656,  ß  =  1-659,  y  ==  1-665,  also 
y  —  a  =  0-009,  was  mit  unseren  Messungen  gut  übereinstimmt. 

Diese  homogenen  Enstatitkristalle  sind  wohl  vorherrschend, 
andere  und  zwar  in  der  Regel  die  großen  Kristalle,  sind  durch 
lamellare  Verwachsung  mitDiallag  ausgezeichnet,  dabei  ist 
(010)  Verwachsungsebene.  In  Schnitten  nach  (100)  sehen  wir  unter 
X  Nicols  einen  vielfach  wiederholten  Wechsel  paralleler  Lamellen  von 
klargrauem  schwach  doppeltbrechendem  Enstatit  mit  stark  doppelt- 
brechendem Diallag,  der  lebhafte  grüne  und  blaue  Interferenzfarben 
II.  Ordnung  zeigt.  In  Schnitten  nach  (010)  löschen  die  Diallaglamellen 
schief  unter  3C  c:c  =  40°  aus,  und  zwar  öfters  symmetrisch  nach  den 
beiden  Seiten  von  (010)  aus;  die  eisenschwarzen  Diallaglamellen 
heben  sich  auf  dem  gelblichweißen  Enstatitgrunde  scharf  ab,  weil 
(100)  des  ersteren,  parallel  mit  (010)  des  letzteren  liegt.  Solche  Ver- 
wachsungen von  Enstatit  und  Diallag  nehmen  auch  hier  häufig  einen 
perthitis  che  n  Charakter  an  und  durch  das  Hinzutreten  von  Zwil- 
lingslamellen nachy^Pcc  (104)  entstehen  zuweilen  mikroklinähn- 
liche  Gitterwerke.  In  den  letztgedachten  Schnitten  sind  außerdem  zahl- 
reiche linienartige  schwarze  Lamellen  dem  Enstatit  parallel  (100)  ein- 
geschaltet, die  nach  ihrem  opakenVerhalten  dem  1 1  m  e  n  i  t  angehören.  — 

Eine  auffällige  Erscheinung  sind  intensive  Resorptionen,  an 
zahlreichen  Individuen  des  Enstatits  wahrnehmbar,  welche  einer  stück- 
weisen Wiederauflösung  anheimgefallen  sind  und  nun  als  vielfach 
ausgebuchtete  und  abgenagte  Korrosionsformen  erscheinen ;  öfters 
sieht  man  solche  abgefressene  Reste  von  Enstatit  gleichsam  inmitten 
des  Diopsids  schwimmen. 

Unser  spezielles  Interesse  knüpft  sich  an  den  miteinbrechenden 
monoklinen  Pyroxen,  der  den  zweiten  Hauptgemengteil  in 
unserem  Ursprungsgestein  ausmacht,  jedoch  makroskopisch  vom  En- 
statit nicht  zu  unterscheiden  ist,  dessen  Farbe  im  Schliff  grünlich 
erscheint,  der  Pleochroismus  ist  wohl  schwach,  jedoch  merklich, 
und  zwar  a  =  c  grünlich,  b  gelblich.  In  Basisschnitten  sehen  wir,  daß 
der,  übrigens  xenomorphe  Pyroxen,  deutliche  Spaltbarkeit  nach  einem 
fast  rechtwinkligen  Prisma  und  außerdem  schaligen  Bau  nach  (100) 
sowie  dadurch  bedingte  Teilbarkeit  besitzt.  In  Längsschnitten  nach 
(100)  und  (010)  beobachten  wir  eine  überaus  feine  Fasrigkeit  parallel  c, 
zuweilen    auch  Blättrigkeit,    sowie   eine    in   letzterer  Richtung 


»)  Min.  1862,  pag.  540. 

2)  Compt.  rend.  1888,  107,  pag.  302. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)    12 


90  Franz  Kretschmer.  [90] 

ausgebildete  Lamellenstruktur.  Zwillingsbildungen, 
insbesondere  nach  (100)  häufig,  so  zwar  daß  die  langprismatischen 
und  großen  Sammelindividuen  der  Länge  nach  in  2,  3  und  4  Teile 
geteilt  sind  und  jeder  derselben  eine  andere  optische  Orientierung 
besitzt;  außerdem  kommen  Verwachsungen  vor,  welche  auf  morgen- 
sternähnliche Zwillingsbildungen  hinweisen.  An  vielen  Diopsiden 
wurde  auch  eine  schöne  Lamellierung  parallel  (001)  beobachtet,  welche 
unter  X  Nicols  und  beim  Drehen  des  Objekttisches  sichtbar  wird  und 
welche  wohl  augenscheinlich  auf  eine  primäre  Zwillingsbildung  nach 
(001)  zurückzuführen  ist.  An  unserem  Diopsid  ist  übrigens  einfache 
Zonarstruktur  allgemein  verbreitet.  —  Die  Lichtbrechung  ist  stärker 
als  im  Enstatit,  das  mittelhohe  Relief  wird  erst  bei  starker  Kondensor- 
senkung deutlich ;  die  Doppelbrechung  ist  nach  Maßgabe  der  reingelben 
Interferenzfarben  7  —  a  =  0*030,  Achsenebene  ist  (010),  die  Aus- 
löschungsschiefe wurde  an  zahlreichen  Durchschnitten  nach  (010)  mit 
den  höchsten  Interferenzfarben  c  :  c  =  37°  im  stumpfen  Winkel  ß, 
2  V  =  59—60°.  Das  Mineral  ist  nach  diesem  morphologischen  und 
optischen  Verhalten  als  Diopsid  bestimmt  worden. 

Von  besonderer  Wichtigkeit  ist  jedoch  die  polysynthetische 
lamellare  Verwachsung  des  Diopsids  mit  bald  breiteren,  bald 
überaus  dünnen  Lamellen  oder  Blättern,  welche  parallel  (100)  einge- 
lagert und  durch  die  geringere  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der 
grünen,  blauen  und  violetten  Interferenzfarben  7 — a  =  0024  bis 
0-020  herab  gut  unterschieden  sind,  wobei  die  gleichgroße  Aus- 
löschungsschiefe für  parallele  Verwachsung  spricht;  wahrscheinlich 
haben  wir  es  mit  einer  Durchdringung  des  reinen  Kalk-Magnesia- 
Pyroxens  mit  Lamellen  von  tonerdehaltigem  Diallag  zu  tun.  — 
Ferner  ist  in  unserem  Diopsid  in  allgemeiner  Verbreitung  zu  finden 
eine  gesetzmäßig  lamellareDurch wachsung  mitEnstatit 
in  der  Art,  daß  (010)  des  letzteren  mit  (100)  des  Diopsids  zusammen- 
fällt und  die  Prismenflächen  beiden  gemeinsam  sind.  Die  Lamellen 
des  Enstatits  sind  bald  breit,  bald  sinken  sie  zu  solcher  Feinheit 
herab,  daß  sie  bei  stärkster  Vergrößerung  Haarsträhnen  gleichen ; 
dessenungeachtet  unterscheiden  sie  sich  leicht  durch  die  weit  nied- 
rigere Doppelbrechung  von  dem  Muttermineral,  als  auch  durch  die  Lage 
der  Auslöschungsrichtung  im  letzteren.  Auch  stückweise  Einver- 
leibung von  Enstatit  im  Diopsid  ist  eine  keineswegs  seltene  Erscheinung. 
Im  untergeordneten  Maße  bekommen  wir  auch  mikroklin ähnliche 
Gitter  werke  der  feinhaarigen  Enstatitlamellen  im  Diopsid  zu  sehen, 
welche  wohl  ebenfalls  auf  der  Zwillingsbilduug  nach  (001)  beruhen 
dürften.  Mitunter  haben  die  geschilderten  diopsidischen  Verwachsungen 
viel  Aehnlichkeit  mit  den  perthitischen  Verwachsungen  der  Alkali- 
feldspäte.  Gleichwie  der  Enstatit,  enthält  auch  der  Diopsid  einzelne 
Lamellen  von  Ilmenit  parallel  (100)  eingeschaltet,  jedoch  sind  diese 
nicht  so  häufig  wiederholt  und  von  geringerer  Breite.  — 

Unser  Diopsid  zeigt  nahe  Verwandtschaft  mit  jenen  Diopsiden, 
die  früher  Salit  und  Magnesiumdiopsid  genannt  wurden  und  nun  nach 
der  Nomenklatur  W.  Wahls1)  „Augitbronzit"  zu  nennen  wären;  diese 


>)  Tscher niacks  Min.-petr.  Mitt.  1907,  Bd.  36,  pag.  118—122. 


[91]      Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  91 

letztere  ist  aber  nichts  weniger  als  klar  und  durchsichtig,  vielmehr 
schleppend  und  das  Verständnis  erschwerend.  Für  unseren  lamel- 
laren  Diopsid,  welcher  durch  die  Interpositionen  von  Diallag  und 
Enstatit  ausgezeichnet  ist,  die  stärkere  Licht-  und  Doppelbrechung 
des  Diopsids  mit  Diallagtextur  verbindet,  erlaubt  sich  der  Verf.  den 
Namen  A  n  d  i  o  p  s  i  d  vorzuschlagen  zum  Unterschiede  von  dem 
gemeinen  Diallag  der  anderen  Peridotite  auf  unserem  Zuge. 

In  dem  gedachten  richtungslos  körnigen  Gemenge  von  Enstatit 
und  Andiopsid  konstatierte  ich  zahlreiche  Olivinkristalle,  gewöhn- 
lich in  der  nachstehenden  Form  (Fig.  13),  auch  bloß  rundliche  Körner 
oder  Relikte  derselben,  die  früher  zu  größeren  Individuen  gehörten. 
Im  Dünnschliff  fällt  uns  der  farblose  Olivin  sofort  durch  sein  hohes 
und  rauhes  Relief  sowie  die  groben  Spaltrisse  parallel  (010)  auf. 
Nach  dem  Maße  der  Kondensorsenkung  liegt  die  Lichtbrechung 
zwischen  1*8  bis  1*7,    die  Doppelbrechung  ist    stark,   und  zwar  nach 


Fig.  13. 

Olivinschnitt  nach  (100). 


Maßgabe  der  oraugeroten  Farben  II.  Ordnung  auf  (001)  7  —  a  =  0033 
in  allen  anderen  Schnitten  allerdings  nur  halb  so  stark  =0*017.  Die 
Kristalle  sind  in  der  Regel  breit-  und  dicktaflig  und  sind  von  Spalt- 
rissen parallel  (010)  oder  von  Sprüngen  durchzogen.  Auf  diesen 
letzteren  sieht  man  in  allen  Schnitten  die  Serpentinisierung  ihren 
Anfang  nehmen,  auch  dann  wenn  der  Enstatit  davon  keine  Spur 
zeigt,  der  Olivin  fällt  also  auch  hier  zuerst  zum  Opfer.  Im  Beginn 
dieses  Prozesses,  sieht  man  die  Olivinindividuen  in  zahlreiche  Körner 
aufgelöst,  dazwischen  sich  der  Serpentin  hindurchzieht.  Aus  dem  an 
den  Olivin  angrenzenden  Serpentin  mit  charakteristischer  Maschen- 
struktur sehen  wir,  daß  der  Olivin  früher  in  größerer  Menge  unter 
den  Komponenten  vertreten  war,  jedoch  bereits  zum  größeren  Teil 
im  Serpentin  untergegangen  ist.  Der  Olivin  enthält  häufig  Enstatit 
mit  und  ohne  Diallaglamellen  als  Einschluß;  in  anderen  Olivinen 
bemerkt  man  Diopsidlamellen  eingewachsen,  gewöhnlich  derartig, 
daß  (100)  des  ersteren,  parallel  (010)  des  letzteren  liegt.  — 

Der  Magnetit  ist  mit  modellscharfen  Oktaedern  und  Zwillingen 
davon,  meist  im  Enstatit  eingesprengt  und  parallel  dessen  Spaltrissen 
angereiht;  oft  ist  er  mit  zerhabkten  Formen  dem  Enstatit  eingewachsen, 

12* 


92 


Franz  Kretschmer. 


[92] 


ersterer  umwächst  den  letzteren  dergestalt,  als  wäre  der  Enstatit  im 
Magnetit  eingeschlossen ;  desgleichen  finden  wir  im  Diopsid  sehr 
zahlreiche  Kristalle   und  zusammenhängende  Aggregate  desselben.  — 

Daneben  ist  die  Menge  des  Chromit  nicht  unbedeutend,  der 
in  Form  zahlreicher  schwarzer  an  den  Rändern  mit  brauner  Farbe 
durchsichtiger  Oktaeder,    und  zwar  meist  im  Olivin  anwesend  ist.  — 

Kleine  quadratische  farblose  Kristalle  von  hohen  Brechungs- 
quozienten  gleich  dem  des  Olivins,  mit  Spaltbarkeit  parallel  (100),  zu 
Zwillingen  und  Zwillingsstöcken  vereinigt,  auch  schlauchförmige  Ge- 
stalten, vollständig  einschlußfrei,  sie  gehören  wohl  zum  gemeinen 
Spinell,  der  jedoch  nicht  isotrop,  vielmehr  verweist  sein  Verhalten 
unter  X  Nicols  auf  schwache  Doppelbrechung,  etwa  derjenigen  des 
Orthoklas  entsprechend ;  gewöhnlich  in  der  Nähe  des  Magnetits  zu- 
sammengeschart. Dazwischen  häufen  sich  ebenfalls  quadratische 
Schnitte,  schlauch-  und  zapfenförmige  Gebilde  eines  grasgrünen 
Chlorospinells  in  gleichgroßer  Menge,  von  etwas  geringeren 
Brechungsquozienten,  im  Dünnschliff  farblos,  unter  X  Nicols  intensiv 
smaragdgrün  und  isotrop  erscheint. 


Fig  14. 

Zirkonschnitte  parallel  c. 


A 


V 


Pyramidal  prismatische  farblose  Kristalle  von  hoher  Licht-  und 
Doppelbrechung,  die  vereinzelt  eingesprengt  und  in  der  vorstehend 
skizzierten  Form  (Fig.  14)  ausgebildet  erscheinen,  sind  als  Zirkon 
erkannt  worden,  dieselben  zeigen  schöne  pleochroitische  Höfe  und  unter 
gekreuzten  Nicols  sehr  lebhafte  himmelblaue  und  orangerote  Iuter- 
ferenzfarben.  An  den  großen  Kristallen  beobachtete  ich  eine  schiefe 
Auslöschung  von  c:  c  --=  25°,  was  mit  den  Beobachtungen  über  optische 
Anomalien  übereinstimmen  würde,  denen  zufolge  Mallard  den 
Zirkon  zu  den  minetischen  Kristallen  stellt  und  für  monoklin  hält.  — 
Da  und  dort  findet  man  vereinzelte  kurzleistenförmige  Kristallenen 
von  grellweißem  Apatit  zerstreut.  —  Feldspäte  fehlen  unserem  Gestein 
gänzlich. 

Soweit  sich  aus  den  vorhandenen  Relikten  schließen  läßt,  besaß 
das  Ursprungsgestein  bezüglich  seiner  Hauptgemengteile  Implika- 
tionsstruktur mit  porphyrisch  hervortretenden  Eustatiten ; 
diese  letzteren  umschließen  zum  Teil  resorbierte  Olivine  sowie 
anderseits  die  Diopside  stark  resorbierte  Enstatit e.  Demzu- 
folge gelangen  wir  bezüglich  des  Zdiarberger  Lherzoliths  zu  der 
Kristallisationsfolge:  Spinell,  Chromit,   Magnetit  und  Ilmenit; 


[93]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  ßielengebirge.         93 

—  Olivin,  —  Enstatit  und  endlich  Diopsid.  Die  Kristallisation  jedes 
dieser  Hauptgemengteile  greift  jedoch  nach  rückwärts  über  den 
Schluß  der  früher  ausgeschiedenen  Komponente  hinaus.  Die  Bildung 
von  Magnetit  und  Ilmenit  hat  jedoch  bis  zur  Diopsidbildung  angedauert, 
bei  allmähliger  Abnahme  ihrer  Menge. 

Umwandlungen  und  Neubildungen. 

Im  Dünnschliff  ist  der  Serpentin  im  reflek.  Licht  olivgrün, 
im  transmitt.  farblos;  die  Lichtbrechung  ist  gleich  der  des  Kanada- 
balsams n  =  1-54.  Die  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der  einheitlichen 
graublauen  Interferenzfarben  7 —  a  =  O-0O5,  die  Faserachse  ist  Rich- 
tung der  kleinsten  Elastizität,  Die  Mikrostruktur  des  Olivinserpen- 
ti n s  zeigt  in  der  Regel  ein  grobmaschiges  Netz,  worin  die 
Netzschnüre  aus  angereihten  Magnetitkörnern  bestehen  mit  beiderseits 
den  Schnüren  angeschlossenem  parallelfasrigem  Metaxit,  während 
die  Balken  durch  isotropen  Serpentins  gebildet  werden,  das  heißt 
dessen  Doppelbrechung  durch  Kompensation  auf  Null  gesunken  ist.  Die 
Mikrostruktur  des  Pyroxenserpentin  ist  gewöhnlich  eng  und  klein- 
maschig gestrickt,  zuweilen  aber  grobmaschiger  als  Olivinser- 
pentin.  Oefters  begegnet  man  noch  Enstatite,  die  wohl  ihre  Formen 
bewahrt  haben,  aber  gänzlich  in  weite  Maschen  von  Faserserpentin 
umgewandelt  sind,  es  sind  dies  die  bereits  obenerwähnten  Per  im  or- 
phosen  von  Serpentin  nach  Enstatit.  Außerdem  bemerkt  man 
zahlreiche  Relikte  in  Form  von  Lamellen  und  regellosen  Lappen  des 
Enstatits  und  Diopsids  inmitten  des  Serpentins,  welche  uns  über  die 
stattgefundenen  Umwandlungsvorgänge  hinreichend  belehren.  Dessen- 
ungeachtet sind  von  rechtwinkeliger  Gitterstruktur,  entsprechend  der 
prismatischen  Spaltbarkeit  der  Pyroxene,  nur  im  Anfangsstadium  Spuren 
vorhanden.  Allgemein  unterliegt  der  Serpentin  von  unversehrten  Kom- 
ponenten weg,  gegen  das  Innere  seiner  ausgebreiteten  Aggregate,  einer 
fortschreitenden  Verdichtung,  er  wird  stetig  kleinmaschi- 
ger und  dichter  gestrickt,  die  Doppelbrechung  nimmt  konstant 
ab,  bis  der  größte  Teil  des  Serpentins   isotrop  geworden  ist. 

Ein  untergeordneter  Teil  des  Serpentins  ist  Regenerationen 
zu  Chrysotil  unterworfen,  dieser  ist  durch  überaus  feine  Querfase- 
rung,  insbesondere  aber  durch  höhere  Doppelbrechung  leicht  erkenn- 
bar, welche  ungefähr  derjenigen  des  Quarzes  gleicht  und  durch  das 
Reinweiß  der  Interferenzfarbe  dem  Exponenten  7 — a  =  0*009  entspricht. 

Wir  gelangen  wohl  nach  den  obigen  Untersuchungen  zu  dem 
Ergebnis,  daß  der  Serpentinfels  am  Zdiarberge  aus  einem  feldspat- 
freien Enstatit-Diopsid-Olivinfels,  also  Lherzolith  her- 
vorgegangen und  gegenwärtig  das  dort  herrschende  Gestein  als 
Lherzolith  Serpentin  anzusprechen  ist.  Jedenfalls  hätte  unser 
Peridotit  am  Zdiarberg  ursprünglich  eine  ähnliche  Zusammensetzung 
wie  der  von  Lacroix  eingeführte  Lherzolith  von  Weiher  Lherz 
(Pyrenäen).  Der  Olivin  ist  in  unserem  Lherzolith  in  bald  größeren, 
bald  geringeren  Mengen  vertreten  und  dadurch,  daß  der  Olivin 
allmählig  ganz  ausfällt,  werden  alle  möglichen  Uebergänge  von 
olivinreichem  Lherzolith  nach  dem  olivinfreien  Marchit  vermittelt.  — 


94 


Franz  Kretschmer. 


[94] 


Chemische   Analyse   des   Lherzolithserpentins  von  der 
nördlichen  Zdiarkoppe. 

Die  folgenden  chemischen  Analysen  sind  auf  meine  Veranlassung 
mit  dem  von  mir  gesammelten  Gesteinsmaterial  an  dem  bergmännisch- 
chemischen Laboratorium  der  Witkowitzer  Stei  n  kohle  n- 
gruben  zu  Mähr. -Ostrau  durch  den  Chefchemiker  Herrn  R. 
Nowicki  ausgeführt  worden  und  benütze  ich  diesen  Anlaß,  um  ins- 
tesondere der  geehrten  Direktion  der  Witkowitzer  Steinkohlengruben 
zu  Mähr.-Ostrau,  speziell  dem  k.  k.  Oberbergrat  und  Bergdirektor 
Herrn  Dr.  W.  Fillunger  für  die  Unterstützung  ergebensten  Dank 
auszusprechen,  die  mir  dadurch  zuteil  wurde,  daß  die  Analysen  zu 
einem  außerordentlich  ermäßigten  Tarife  berechnet  wurden.  Gleichzeitig 
sei  auch  Herrn  R.  Nowicki  für  die  Mühewaltuug  bei  der  präzisen 
Ausführung  der  Analysen  herzlich  gedankt. 

Bei  der  Berechnung  der  Molekularprozente  habe  ich  nach  dem 
Vorgange  von  Osann  für  Eruptivgesteine  und  Gruben  mann  für 
kristalline  Schiefer  H20  und  C02  mit  der  entsprechenden  Menge 
CaO  in  Abzug  gebracht,  der  Rest  auf  100  berechnet.  Nachdem  bei 
unseren  magnetitreichen  Gesteinen  die  Umrechnung  des  Fc2  03  in 
FeO  als  eine  ziemlich  willkürliche  Manipulation  erschien  und  zur 
Verstümmelung  der  Analysenergebnisse  geführt  hätte,  so  wurde  Fc2  03 
und  Cr2  03  selbständig  unter  R  ausgewiesen,  welcher  Gruppenwert  sofort 
auf  die  Menge  des  im  Gestein  ausgewiesenen  Magnetits  schließen  läßt. 
Alle  übrigen  Gruppenwerte  sowie  der  Faktor  K  blieben  unverändert. 

Zur  in  Rede  stehenden  chemischen  Analyse  I  des  Lherzolith- 
serpentins von  der  nördlichen  Zdiarkoppe  bei  Nieder-Eisenberg  wurde 
das  Material  von  demselben  Fundpunkt  geschlagen,  wovon  die  Stufen 
zur  obigen  makro-  und  mikroskopischen  Untersuchung  herstammen. 


Anal 

yse  I: 

Gewichtsp 

■ozente 

Molekularprozentc 

Kieselsäure  Si02     .     .     . 

38-48 

4372 

37-77 

Titansäure  Ti  02      .     .     . 

— 

— 

— 

Tonerde  M2Oz   .     .     .     . 

2-06 

2-34 

119 

Chromoxyd  Cr2  03    .     .     . 

0-85 

0-97 

0-33 

Eisenoxyd  Fc2  03     .     .     . 

5-89 

6-70 

2-18 

Eisenoxydul  FeO    .     .     . 

1-73 

1-96 

1-42 

Manganoxydul  MnO     .     . 

Spur 

— 

— 

Magnesia  MgO   .     .     .     . 

38-77 

44-06 

56-93 

Kalkerde  CaO         ... 

.       0-20 

— 

— 

Kali  u.  Natron  K2  0  -f-  Na2  C 

>      0-21 

025 

017 

Kohlensäure  C02     .     .     . 

.      0  19 

— 

— 

Phosphorsäure  F2  0B     .     . 

— 

— 

— 

Krist.  u.  Konst.  Wasser  H2  C 

>     12-17 

— 

— 

10055 


100-00 


100-00 


Gruppen  werte: 
£=37-78,4  =  0-17,  C  =  0,  F=58-35,  T=102,  R  =  2'b\,  7f=064. 


[951     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.  95 

Gesteinsformel: 

S37-8  ^O'O  ^O'O/vJO« 

Wir  sehen  daraus,  daß  der  halbserpentinisierte  Lherzolithserpentin 
mit  seinen  vielen  intakt  gebliebenen  Enstatit,  Andiopsid  und  Olivin 
das  Ursprungsgestein  sowohl  in  mineralogischer  als  auch  chemischer 
Richtung  deutlich  erkennen  läßt,  denn  die  Serpentinisierung  bestand 
lediglich  in  der  Aufnahme  großer  Wassermengen,  wobei  eine  mole- 
kulare Umlagerung  mit  gleichzeitiger  Volumzunahme  einherging, 
dagegen  die  Zufuhr  anderweitiger  Stoffe  nicht  stattfand. 

Aus  der  obigen  Gesteinsformel  erkennen  wir  daß  unsere  Gesteine 
mit  dem  Osannschen  Typus  Dun  Mountains  fast  genau  über- 
einstimmt, für  welcher  Typenformel  berechnet  wurde: 

S35    aQ    CQ  J20 

für  den  Lherzolith  von  Baidissero  gilt  als  Gesteinsformel 

^41*2    a0    Cl   /l9' 

Die  Ojs'ann  'sehen  Peridotittypen  North  Meadow  Creek  und 
Kaltestal  (Harz)  erscheinen  als  saurere  Gesteine.  Wir  ersehen  aus 
vorstehenden  Gegenüberstellungen,  daß  unser  Lherzolith  vom  Zdiar- 
berge  zu  den  basischesten  Gesteinen  der  ultrabasischen  Gesteins- 
familie der  Peridotite  gehört.  Der  mäßige  Tonerdegehalt  in  der 
obigen  chemischen  Analyse  rührt  von  den  reichlichen  lamellaren 
Interpositionen  des  Diallag,  sowohl  im  Enstatit  als  auch  im  Andiopsid 
her,  teils  ist  derselbe  durch  Spinellide  bedingt.  Der  Gehalt  an  Chrom- 
oxyd steckt  wohl  zumeist  im  Picotit,  teils  im  Chromit.  Aus  dem 
Gruppenwerte  S:F  finden  wir,  daß  dieses  Verhältnis  dem  Werte 
154  :  1  entspricht  und  sich  dadurch  dem  Charakter  der  Orthosilikate 
nähert,  wie  sie  in  reinen  Olivingesteinen  vorliegen  würden,  welche 
dem  Verhältnis  2:1  zu  entsprechen  hätten.  Es  ist  damit  der  tat- 
sächliche Beweis  geliefert,  daß  sich  wirklich  Orthosilikate  an  der 
Zusammensetzung  unseres  Lherzoliths  beteiligen,  welche  nicht  nur 
aus  Olivin  bestehen,  sondern  daß  auch  die  Pyroxene,  namentlich  der 
Andiopsid,  wahrscheinlich  zum  Teil  Orthosilikate  sind. 

di  Dunit  am  Kordabhang  der  nördlichsten  Zdiarkoppe. 

An  dem  Nordgehänge  der  letzten,  beziehungsweise  nördlichsten 
Zdiarkoppe  fand  Verf.  ein  gelbgrünes  Massengestein  in  Blöcken  um- 
herliegend, das  aus  Olivin  als  Hauptgemengteil  zusammen- 
gesetzt ist  und  nur  geringe  Spuren  von  Serpentinisierung  aufweist; 
außerdem  bemerkt  man  u.  d.  b.  M.  als  Nebengemengteile :  spärlich 
feinfasrigen  Enstatit,  nestförmig  ausgeschiedenen  Chromit  und  zahlreiche 
vereinzelte  Körner  und  Kristallenen  des  Magnetits.  Es  ist  merkwürdig, 
daß  alle  Mineralogen  und  Geologen  Mährens  bisher  an  solch  hoch- 
wichtigen und  handgreiflichen  Dingen  achtlos  vorübergingen. 

Solcher  Peridotit  muß  wohl  nach  dem  obigen  Mineralbestande 
zum  Dunit  gestellt  werden,  zumal  der  Zdiarberger  Lherzolithserpentin 


96  Franz  Krelschmer.  [96] 

durch  steigenden  Olivingehalt  ausgezeichnet  ist,  dessen  Maximum  im 
vorliegenden  Olivinfels  erreicht  wird,  dergestalt,  daß  zwischen 
Lherzolith  und  Dunit  alle  möglichen  Uebergange  vorliegen,  die  sowohl 
in  der  Natur  als  auch  im  Laboratorium  verfolgt  werden  können. 

Der  Olivin  in  unserem  Dunit  ist  grünlichgelb  bis  zitronengelb, 
selten  lauchgrün,  er  ist  keineswegs  immer  homogen,  vielmehr  zum 
Zerfall  in  Körneraggregate  hinneigt  bis  zur  Ausbildung  von  Olivin- 
grus,  oberflächlich  entwickelt  sich  Maschenstruktur;  als  Neben- 
gemengteil  ist  lang-  und  feinfasriger  Enstatit  mit  starkem  Perlmutter 
glänz  hervorzuheben,  der  mit  dem  Olivin  verwächst.  Akzessorisch  is; 
wenig  Chromit  und  Magnetit;  daher  das  Gestein  ohne  Einfluß  auf  die 
Magnetnadel  ist.  Serpentinbildung  hat  nur  im  beschränkten  Umfange 
stattgefunden ;  schwarzgrüner  Serpentin  durchzieht  nur  in  wenigen 
schwachen  Striemen  den  Dunit;  dabei  wurde  Kalzit  und  Chalcedon 
abgeschieden,  welche  das  Gestein  als  Beschläge  überziehen. 

Ob  der  Dunit  am  Zdiarberg  als  selbständiger  Stock  vorkommt, 
oder  ob  es  sich  um  schlierige  Spaltungsprodukte  in  dem  herrschenden 
Lherzolithserpentin  handelt,  läßt  sich  wegen  der  mangelhaften  Auf- 
schlüsse und  der  Vegetationsdecke  nicht  feststellen.  Ich  nehme  mit 
Rücksicht  auf  die  aus  dem  Niklesgraben  vorliegenden  Erfahrungen 
einen  Dunitstock  auch  am  Zdiarberg  an. 

Dünnschliff-Untersuchung  des  vorstehenden  Dunits. 

U:  d.  P.  M.  finden  wir  im  Dünnschliff  den  makroskopischen 
Befund  bestätigt,  daß  tatsächlich  ein  frisches  Olivingestein  vorliegt, 
worin  der  Olivin  den  fast  ausschließlichen  Hauptgemengteil 
bildet,  während  der  Enstatit  nur  als  Nebengemengteil  anzusehen  ist, 
der  nur  in  wenigen  noch  dazu  kleineren  feinfaserigen  Kristalldurch- 
schnitten zwischen  den  großen  Olivinkörnern  eingekeilt  auftritt. 

Der  Olivin  ist  fast  ausschließlich  in  Körnern  anwesend,  die  mit- 
unter eine  ansehnliche  Größe  erreichen,  während  die  Zwischenräume 
Aggregate  kleinerer  Körner  ausfüllen.  Sehr  häufig  ist  ein  Zerfall  der 
großen  Olivine  in  einen  kleinkörnigen  Olivingrus  zu  beobachten, 
dessen  Körner  korrodiert  erscheinen.  Körner,  die  zu  demselben  Indi- 
viduum gehören,  sind  durch  ihre  gleichzeitige  Auslöschung  leicht  er- 
kennbar. Schnitte  parallel  (100)  zeigen  ihre  ausgezeichnete  grobrissige 
Spaltbarkeit  parallel  (010)  mit  groben  Quersprüngen  annähernd  parallel 
(001),  welche  Schnitte  uns  jedoch  durch  ihre  geringe  Doppelbrechung 
ß  —  Y  =  0*007  auffallen,  daher  die  Interferenzfarben  über  Klargrau 
nicht  hinausgehen,  mitunter  sogar  isotrop  werden,  wahrscheinlich  in- 
folge beginnender  Umwandlung;  in  Basisschnitten  dagegen  grobe 
Zerklüftung  parallel  (010)  unvollkommen  nach  (100),  daher  fortschrei- 
tender Zerfall  in  gerundete  Körner;  die  Doppelbrechung  auf  diesen 
letzteren  Schnitten  hoch  y  —  a  =  01)36,  demzufolge  die  violettroten 
und  orangeroten  Interferenzfarben  am  Ende  II.  Ordnung.  Auslöschung 
in  der  Hauptzone  parallel  zu  den  Spaltbarkeiten.  Im  Schliff  vollständig 
farblos,  stellenweise  durch  Chromit  und  anderen  Erzstaub  schwarz 
gefärbt  bis  zur  Undurchsichtigkeit,  infolge  der  hohen  Lichtbrechung 
(ß  =  T68)  hohes  Relief,  rauhe  Oberfläche  und  dunkle  Reflexionsränder. 


[97]       Dei"  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         97 

Der  Enstatit  ist  lediglich  in  Aggregaten  kleinster  Prismen 
vertreten,  welche  im  Dünnschliff  durch  eine  überaus  feine  Faserung 
parallel  c  charakterisiert  sind,  am  besten  erhalten  in  der  Nähe  der 
Erze,  worin  derselbe  mitunter  als  Einschluß  auftritt.  Längere  und 
schlanke  sowie  gebogene  'Prismen  desselben  in  Klüften  zwischen 
den  zusammenhängenden  Olivinaggregaten,  was  deutlich  für  die  Suk- 
zession Olivin  vor  Enstatit  spricht. 

Als  drittgrößter  Gemengteil  an  Menge  ist  der  Chromit  in 
großen  unregelmäßigen  Aggregaten  und  größeren  Körnern  zu  bemerken  ; 
im  Schliff  schwarz  opak,  im  refl.  Licht  (abgeblendeter  Spiegel)  deutlich 
kristallinisch  körnig  und  schwach  metallisch  glänzend.  Der  Picotit  ist 
bloß  in  braungelben,  unregelmäßigen  Körnern  und  schlauchförmigen 
Gestalten  gegenwärtig  und  sparsam  eingestreut. 

e)  Clilorit-  (Peimiii)  -Fels  als  Umwandluiigsprodukt  des  Peridotits  am 
Taubenberg  und  Zdiarberg. 

Vor  Jahren  ist  der  Verf.  am  Scheitel  des  Taubenberges 
auf  große  Blöcke  von  schwarzgrünem  Serpentin  in  solcher  Menge 
gestoßen,  daß  über  das  Anstehen  im  Untergrunde  kein  Zweifel  obwalten 
kann.  Die  Aufschlüsse  sind  hier  allerdings  sehr  mangelhaft,  dessen- 
ungeachtet sind  wir  nach  Analogie  zu  der  Annahme  berechtigt,  daß 
wir  es  auch  hier  mit  einem  Teile  des  Serpentinstockwerkes  Tauben- 
berg— Zdiarberg  zu  tun  haben. 

Ein  Teil  der  gedachten  Serpentinblöcke  bietet  insofern  ein  ganz 
besonderes  Interesse  dar,  als  sie  mit  einer  dicken  Schale  von  stark 
perlmutterglänzendem,  lauchgrünem,  blättrigem  Chlorit  (Klinochlor?) 
eingehüllt  sind.  Daß  neben  dem  Chlorit  auch  Strahlstein  und  Tremolit 
bei  dieser  Gesteinsumwandlung  gebildet  wurden,  läßt  sich  an  der 
bisweilen  lebhaften  Doppelbrechung,  den  deutlich  fasrigen  grünen 
Neubildungen  erkennen.  — 

Hierher  gehört  wohl  aucn  der  von  Kenngott  eingeführte 
Pseudophit;  derselbe  bildet  nach  Lipoid1)  eine  2  bis  10  Klafter 
mächtige,  von  Amphibolschiefer  begleitete  Einlagerung  im  Gneise; 
es  muß  sich  nur  um  ein  untergeordnetes  Vorkommen  handeln,  dessen 
Wiederauffindung  am  Zdiarberg  nicht  gelungen  ist.  H.  Fischer2) 
welcher  den  Pseudophit  im  Dünnschliff  untersuchte,  fand,  daß  sich 
derselbe  wie  ein  „polarisierender"  Serpentin  verhalte,  in  welchen 
zahlreiche  Teilchen  von  Magnetit  sowie  Reste  von  Olivin  und  Enstatit 
eingeschlossen  sind.  Derselbe  untersuchte  wohl  einen  Serpentin,  aber 
nicht  Pseudophit.  —  H.  Rosenbusch3),  der  ebenfalls  den  Pseudophit 
u.  d.  M.  prüfte,  fand  weder  die  serpentinähnliche  Struktur  noch 
die  Olivinreste,  was  für  den  Pseudophit  zutreffend  scheint.  —  V.  v. 
Zepharovich4),    der    ebenfalls    den    Pseudophit    an    Dünnschliffen 


*)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Bd.  X,  pag.  227. 

2)  Krit.  mikr.-min.  Studien.  ].  Fortsetzung  1871,  pag.  33. 

3)  Mikr.  Physiographie  1873,  pag.  253. 
Tscher maks  Min.-petr.  Mitt.  1874,  pag.  10. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917.  67.  Band,  I.  Heft.  (F.  Kretschmer.)       13 


98  Franz  Kretschmer.  [98J 

mikroskopisch  untersuchte,  unterscheidet  eine  helle  und  eine  dunkle 
Varietät  desselben  und  konstatierte  in  der  ersteren  lediglich  eine 
„höchst  feinkörnige  Textur  mit  Aggregatpolarisation,  dagegen  die 
dunkle  Varietät  zur  vorigen  ein  differentes  Bild  liefert" ;  außerdem 
erfahren  wir,  daß  Olivin  darin  nicht  gefunden  wurde.  Wie  man  sieht, 
lauten  wohl  diese  Nachrichten  dürftig,  lückenhaft  und  weichen  dem 
eigentlichen  Hauptgemengteil  aus. 

Von  dem  Pseudophit  liegt  außerdem  eine  chemische  Analyse  von 
Karl  v.  Hauer1)  vor,  deren  Ergebnisse  wie  folgt  lauten: 


Analyse  II 


Kieselsäure  Si02 
Tonerde  Al2  03  . 
Eisenoxydul  FeO 
Magnesia  MgO  . 
Wasser  H2  0  .     . 


Prozent 

33-51 
15-42 
2-58 
34-41 
13-21 


Zusammen     .     .     .     99*13 

Damit  war  der  Nachweis  erbracht,  daß  kein  Serpentin,  sondern 
ein  dichter^P e n n i n  vorliegt,  welcher  angenähert  der  Tschermak- 
schen  Formel  Sp% Al2  entspricht,  demzufolge  auch  Kenngott  später 
seinen  Pseudophit  als  einen  dichten  Penn  in  ansah.  Früher  wurde 
unser  Zdiarberger  Lherzolithserpentin  mit  dem  in  Rede  stehenden 
Penninfels  vielfach  für  identisch  gehalten  und  demnach  beide  mit- 
einander verwechselt,  insbesondere  von  Zepharovich,  wie  ich  den 
seinerzeitigen  brieflichen  Mitteilungen  entnehme;  aus  den  obigen 
optisch-mikroskopischen  und  chemischen  Untersuchungen  geht  jedoch 
ihr  grundlegender  Unterschied  hervor.  — 

Verf.  ist  der  Ansicht,  daß  die  vorstehend  geschilderten  Chlorit- 
gesteine  am  Taubenberg  und  Zdiarberg  auf  einen  hornblende- 
reichen Peridotit  als  Ursprungsgestein  hinweisen.  Wir  werden 
unten  folgend  einen  ternären  Peridotit  kennen  lernen,  der  wesentlich 
aus  Olivin,  Enstatit  und  Hornblende  zusammengesetzt  ist  und  Weige- 
lith  genannt  wird,  welcher  als  Umwandlungsprodukte  neben  unter- 
geordneten Serpentin  hauptsächlich  Strahlsteinfels  und  Chloritschiefer, 
beziehungsweise  Chloritfels  liefert.  Verf.  vermutet  nun,  daß  unser 
Stockwerk  am  Taubenberg  und  Zdiarberg  wohl  hauptsächlich  aus 
Lherzolith  bestanden  hat,  daß  jedoch  darin  Spaltungsgesteine  nicht 
nur  von  Marchit,  sondern  auch  von  Weigelith  vorkommen,  die  an 
dem  Hauptgestein  schlieren-  und  stockförmig  ausgeschieden  und  in 
der  metasomatischen  Periode  speziell  der  letztere  zu  Chlorit-,  be- 
ziehungsweise Penninfels  umgewandelt  wurde.  — 


')  Sitzungsber.  d.  Akad.  d.  Wiss.  Wien  1855,  16.  Bd.,  pag.  170. 


[99]       Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.         99 

f)  Pegmatitgänge  des  Serpentinstockwerkes  am  Zdiarberg  und  der 

Goldkoppe. 

Nach  Maßgabe  unserer  Untersuchungen  und  der  älteren  Litera- 
tur4) wird  unser  Lherzolith-Serpentin  sowie  der  damit  schlieren- 
und  stockförmig  verknüpfte  Marchitserpentin  auf  den  Felskegeln 
des  Zdiarberges  und  auf  der  Goldkoppe  von  Pegmatitgängen 
durchsetzt,  worin  die  folgende  reiche  Mineralassoziation  einbricht: 
Malakolith  bis  5*5  cm  lange  Säulen,  Baikalit  in  kleinem  XX  und 
Salit,  Diopsid  und  FassaitXX;  Adular  XX  und  Amazonen- 
stein Kristalle  und  spätige  Aggregate,  Zirkon  kleine  Kristalle  auf 
Schriftgranit,  Titanit  undeutliche  XX,  Turmalin(Schörl)  und  end- 
lich Speckstein  als  Verwitterungsprodukt  des  Malakoliths;  nach 
Kolenati  und  Oborny  auch  Gudolinit(?). 

Weiters  wird  berichtet:  „Auf  den  Klüften  des  Zdiarberges" 
sekundär:  Albit  kleine  Kristalle,  zum  Teil  Periklin  auf  Epidot. 
Chalcedon  findet  man  auf  dem  Waldwege,  der  von  den  Eisenhütten 
zu  Aloistal  in  die  nördliche  Partie  des  Zdiarberges  führt  in  bedeutender 
Menge,  er  ist  schön  milchweiß  und  traubig.  —  Nach  Melion  kommt 
„bei  den  goldenen  Löchern"  Malakolith  in  diskordant  gelagerten 
Säulen  mit  Feldspat  und  Quarz  zusammen  vor. 

Verf.  hat  am  Zdiarberge  Plagiaplite  aufgefunden,  welche 
gangförmig  den  Lherzolithserpentin  durchtrümmern,  sie  bestehen  vor- 
herrschend aus  feinkörnigem,  farblosem,  basischem  Plagioklas, 
Quarz  fehlt  gänzlich,  Muskovit  ist  sehr  spärlich;  dasselbe  gilt 
von  der  blaßgrünen  Hornblende,  welche  lediglich  in  kleinen  Ein- 
sprengungen verbreitet  ist;  ganz  untergeordnet  sind  Körner  von 
Magnetit  und  Blättchen  von  Ilmenit.  Es  sind  dies  wohl  die  salischen 
Nachschübe  des  gabbroiden  ultrabasischen  Restmagmas.  Die  Gänge 
aber,  welche  die  obigen  schönen  und  seltenen  Mineralien  berherbergen, 
wodurch  die  Minelaifundstätten  am  Zdiarberg  und  der  Goldkoppe 
seinerzeit  berühmt  geworden  waren,  bestehen  aus  grobkörnigen  Granit- 
pegmatiten,  wie  wir  solche  auch  in  dem  gesellschaftlichen  Serpentin- 
bruche am  Ostausgange  von  Buschin  beobachteten.  — 

Harzburgitserpentin  auf  der  „Homulkahöhe"  südwestlich  von 

Hosterlitz. 

Dieses  dem  Zdiarberger  Serpentinstockwerk  benachbarte,  jedoch 
von  ihm  abgetrennte  Vorkommen  liegt  auf  der  bewaldeten  Anhöhe 
„Homulka"  bei  Ober-Hosterlitz,  wo  bei  den  letzten  Häusern  ein  Feld- 
weg links  gegen  den  Zdiarberg  und  rechts  nach  der  gedachten  Anhöhe 
in  ungefähr  2  km  südwestlicher  Entfernung  führt,  daselbst  der  Serpen- 
tinfels in  zahlreichen  Felshöckern  zutage  tritt  und  am  Scheitel  der  An- 
höhe einen  parallel  zum  allgemeinen  Streichen  h  2  gestreckten  Fels- 


*)  Siehe  Fried.  Kolenati,  Die  Mineralien  Mährens  und  Oesterr.-Schlesiens. 
Brunn  1854.  —  V.  v.  Zepharovich,  Min.  Lex.  Oesterreichs.  I.  Bd.  1790—1857, 
II.  Bd.  1858—1972,  III.  Bd.  1874—1891.  —  J.  Melion,  Mährens  und  Oesterr.- 
Schlesiens  Gebirgsmassen.  Brunn  1895. 

13* 


100  Franz  Kretschmer.  [100] 

riegel  bildet,  dessen  streichende  Länge  schätzungsweise  250  m,  dagegen 
die  darauf  senkrecht  gemessene  Breite  ungefähr  120  m  beträgt. 

Außer  den  natürlichen  Aufschlüssen,  gewährt  der  Steinbruch 
auf  dem  Grunde  des  Bauern  Kobek  gute  Aufschlüsse;  leider  ist 
der  Steinbruch,  welchen  eine  Steinindustrie- Gesellschaft  auf  diesem 
Serpentinvorkommen  betrieben  hat,  seither  wieder  zum  Stillstand 
gekommen,  und  zum  Teil  verstürzt  worden,  weil  die  Steinqualität  bei 
der  Schleifarbeit  wegen  der  darin  enthaltenen  Relikte  der  Ursprungs- 
mineralien nicht  entsprochen  hat.  Soweit  man  nach  den  vorhandenen 
Aufschlüssen  urteilen  darf,  zeigt  der  Serpentinfels  steil  gegen  NW 
fallende  Bankung  und  ist  durch  zahlreiche  Längs-,  Quer-  und  Kreuz- 
klüfte zerschnitten,  was  die  Erzeugung  größerer  Werkstücke  hindert, 
beim  Steinbruchsbetrieb  nur  polyedrische,  nichts  weniger  als  lagerhafte 
und  schließlich  fast  rundliche  wollsackähnliche  Trümmer  und  Blöcke 
fallen.  — 

Der  oben  skizzierte  Felsriegel  dacht  flach  gegen  NNW  ab  und 
fällt  steil  gegen  SSO  ab,  ein  Verhalten,  das  wir  auch  an  den  Fels- 
kegeln des  Zdiarberges  beobachtet  haben  und  dem  wir  auch  noch  an 
anderen  Serpentinstöcken  auf  unserem  Zuge  begegnen  werden.  Der 
Steilabfall  am  Liegenden  ist  durch  Abbruch  der  Felsköpfe  be- 
dingt, welcher  Längsklüften  folgt;  die  flache  Abdachung 
am  Hangenden  hingegen  wird  durch  das  Einfallen  der  Serpentin- 
bänke hervorgerufen. 

Eine  Fortsetzung  des  Zdiarberger  Serpentinstockwerkes  bedeutet 
unser  Vorkommen  auf  der  Homulkahöhe  für  keinen  Fall,  dasselbe  ist 
vielmehr  gegenüber  dem  ersteren  300m  in  das  Hangende  ver- 
setzt, so  daß  die  erwähnten  Serpentinmassen  ohne  Verbindung  sind 
und  in  dem  serpentinleeren  Zwischenmittel  sich  der  Graben  aus- 
gewaschen hat,  der  von  Über-Hosterlitz  gegen  den  Johannberg  hinauf- 
zieht (Kote  601). 

Der  geschilderte  Harzbugitserpentinstock  wird  in  seinem  nord- 
östlichen Fortstreichen  durch  mächtige  Felds pat-Amphibolite 
ersetzt,  welch  letztere  sich  auch  in  seinem  Hangenden  ausbreiten ; 
weiterhin  folgen  jedoch  hier  wie  am  Liegenden  mächtige  Hörn f  eise, 
so  daß  wir  die  Ueberzeugung  gewinnen,  daß  der  Serpentinstock  in 
den  herrschenden  Hornfelsmassen  sitzt.  Im  Hangendhorn- 
fels  schalten  sich  jedoch  außer  den  Amphiboliten  auch  noch  Gneis- 
glimmerschiefer dem  ersteren  ein,  während  der  lange  dioritisch-gab- 
broide  Ganglakkolith  in  nächster  Nähe,  das  heißt  in  einer  Entfernung 
von  bloß  03  km  vorbeistreicht. 

Unter  den  bisher  betrachteten  Serpentinfelsen  ist  der  von  der 
Homulkahöhe  durch  seinen  besonders  hohen  Olivingehalt, 
beziehungsweise  dessen  Relikten  ausgezeichnet,  womit  das  Gestein 
mitunter  völlig  gespickt  erscheint,  so  daß  wir  zu  der  Vorstellung  ge- 
langen, daß  der  Serpentinfels  wesentlich  aus  Olivin  hervorgegangen 
sei,  weil  bis  auf  sparsame  Enstatitreste  andere  Relikte  fehlen.  Die 
0  livinindi  viduen  sind  in  der  Regel  erbsen-  bis  haselnußgroß, 
ausnahmsweise  erreichen  sie  Walnußgröße,  sie  zerfallen  gern  zu 
einem  Körneraggregat,  das  weiter  fortschreitend  zu  Grus  zerspringt. 
Gewöhnlich  erscheinen  unsere  Olivine  von  Serpentin  durchädert,  welch 


[101  I     Der  metainorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       101 

letzterer  Maschenstruktur  besitzt,  das  Innere  der  Maschen  napf- 
förmig  ausgehöhlt.  Im  Innern  der  großen  Olivine  werden  Einschlüsse 
von  langprismatischem  Enstatit  beobachtet.  — 

Der  Enstatit  ist  in  einzelnen  formlosen  großen  Individuen, 
selten  in  schlanken  Prismen  vertreten,  welche  stets  eine  vollkommene 
langprismatische  Spaltbarkeit  nach  (110)  darbieten  und  die  Fasrigkeit 
des  Minerals  bedingen  und  auf  der  gleich  vollkommenen  Teilungsfläche 
(100)  durch  den  bekannten  metallartigen  Perlmutterglanz  gekennzeichnet 
erscheinen.  Schlanke  Prismen  des  Enstatits  begrenzt  von  (100) .  (010) 
mit  grober  Querabsonderung  X  durchspießen  gern  den  Olivin.  — 
Als  Nebengemengteile  sind  insbesondere  zu  nennen:  Chromit  in 
größerer  Menge  in  Form  von  Nestern  im  Serpentin  ausgeschieden, 
derselbe  ist  blättrig  und  kleinkörnig,  eisenschwarz  bei  starkem  Metall- 
glanz durch  Verwitterung  mattbraun ;  in  seiner  Gesellschaft  findet 
sich  gern  der  Magnetit;  derselbe  ist  als  Oktaeder  und  Körnchen  durch 
das  ganze  Gestein  eingestreut,  jedoch  nur  in  beschränkter  Menge, 
daher  unser  Serpentinfels  keine  Einwirkung  auf  die  Magnetnadel 
äußert.  Nach  diesen  Komponenten  zu  schließen  würde  dieser  Ser- 
pentinfels makroskopisch  größtenteils  von  einem  Harzburgit  ab- 
stammen, welcher  in  der  Richtung  nach  enstatitführenden  Dunit 
differenziert.  — 

Als  Um  Wandlungsprodukte  dieses  Gesteins  sind  anzuführen : 
Gemeiner  Serpentin,  Leukophit  und  spärlich  Talk.  Der  Ser- 
pentin ist  dicht  und  amorph,  schwarzgrün  bis  ölgrün,  ersterer  mit 
Magnetit  mehr  oder  weniger  eingesprengt,  dagegen  die  hellgrüne 
Abart  erzfrei  ist.  Peripherisch  verwittert  der  Serpentin  zu  sphärolitisch 
struiertem  Leukophit  mit  Magnetitkranz  an  jedem  Korn,  welcher 
die  mikroskopische  Grundanlage  unseres  Serpentins  aus  Rotations- 
elypsoiden  deutlich  zum  Ausdruck  bringt.  Der  Leukophit  ist  schnee- 
weiß und  in  dem  Maße  dicht  und  amorph,  daß  er  selbst  im  Durch- 
fallicht  und  in  den  kleinsten  Körnchen  undurchsichtig  bleibt;  dagegen 
der  gemeinn  Serpentin  im  transmitt.  Licht  nicht  zu  dicken  Spalt- 
blättchen  stets  hellgrasgrün  bis  farblos  herab  und  vollkommen  durch- 
sichtig ist.  Die  Leukophitbildung  schreitet  stets  von  außen  nach 
innen  fort. 

Die  Olivinreste  in  unserem  Serpentinfels,  speziell  derjenige 
Teil,  der  in  einen  Olivin  grus  zerfallen  erscheint,  geht  der  sofor- 
tigen Umwandlung  in  Leukophit  entgegen,  dieser  läßt  alsdann  die 
narbige  (napfförmig  ausgehölte)  des  Olivingruses  deutlich  erkennen; 
jedenfalls  kann  man  daraus  auf  die  frühere  stärkere  Beteiligung  des 
Olivins  an  der  Gesteinszusammensetzung  schließen. 

Hier  und  dort  stößt  man  in  dem  eingangs  erwähnten  Serpentin- 
bruche auf  grasgrüne  Gesteinspartien,  es  sind  dies  Gemenge  von 
Olivinen,  die  wie  gewöhnlich  zu  einem  feinkörnigen  Aggregat  zer- 
fallen sind,  lauchgrünen  formlosen  Serpentin,  schneeweißen  Leuko- 
phit sphärolitischer  Struktur,  nebst  untergeordnetem  Talk,  Nestern 
von  Chromit  und  eine  größere  Menge  von  ausgeschiedenem  Magnetit, 
allüberall  eingesprengt.  —  Der  hier  und  dort  unter  den  Neubildungen 
in  untergeordneter  Menge  vorkommende  Talk  ist  silberweiß,  muskovit- 
ähnlich  und  bildet  größere  und  kleinere  perlmutterglänzende  Schuppen. 


102  Franz  Kretschnier.  [102] 

Regenerationen  des  Serpentins  zu  Chrysotil  begegnen  wir 
auf  den  großen  Strukturflächen  des  Gesteins  sowohl,  als  auch  auf  allen 
Klüften,  Adern  und  Spalten  desselben;  der  Chrysotil  ist  seidenglänzend, 
schwarzgrün  bis  hellgrasgrün,  bläulichweiß  bis  reinweiß  als  Millimeter 
bis  viele  Zentimeter  lange  Fasern,  meist  senkrecht  auf  die  Kluft- 
flächen angeschlossen.  Auf  den  großen  Strukturflächen  der  Bankung  und 
groben  Zerklüftung  ist  der  feinfaserige  Chrysotil  parallel  gequetscht, 
durch  die  Spannungen,  welche  infolge  der  Volumzunahme  bei  der 
Serpentinbildung  ausgelöst  wurden,  als  dann  die  gedachten  Flächen, 
spiegelnden  Rutschflächen,  sogenannten  Harnischen 
gleichen.  Auch  während  der  Chrysotilbildung  hat  sekundäre  Magnetit- 
ausscheidung angehalten,  daher  der  Chrysotil  mit  vielem  Magnetit  als 
Kristallenen  und  derbe  Lagen  durchsetzt  ist.  — 

Die  normale  Verwitterung  als  Folge  der  Atmosphärilienwirkung 
führt  zur  Ausscheidung  des  Chalcedons  und  Kalzits  in  Form  von  Be- 
schlägen gleichwie  von  Oxydationsprodukten  der  Erze. 

Der  für  die  Steinbruchsindustrie  vor  allem  anderen  wichtige 
kompakte  dunkle  Serpentin fels  ohne  Mineralreste  ist  leider 
nicht  in  der  Menge  vorhanden,  daß  sich  der  Steinbruchsbetrieb  lohnen 
würde,  zu  welchem  Zwecke  der  Serpentinfels  möglichst  homogen  und 
einschlußfrei  sein  muß.  Unser  kompakter  Serpentinfels  ist  nahezu  frei 
von  Relikten  des  Ursprungsgesteins,  davon  nur  noch  die  Erze,  und 
zwar  der  Chromit  in  zahlreichen  Nestern  und  den  allerorten  einge- 
sprengten Magnetit  enthält.  Von  Neubildungen  ist  darin  nur  der  Chry- 
sotil auf  Klüften  und  Absonderungsflächen  zu  sehen.  — 

Dünnschliff-Untersuchung   des   Harzburgit- 

Serpentins. 

Das  Dünnschlifl'bild  u.  d.  P.  M.  bestätigt  im  großen  und  ganzen 
die  obigen  makroskopischen  Untersuchungsergebnisse  unter  Mithilfe 
des  binok.  M.  Wir  müssen  jedoch  im  Dünnschliff  eine  stärkere 
Beteiligung  des  Enstatits  an  der  G esteinszusammensetzung 
konstatieren,  als  dies  makroskopisch  den  Anschein  hatte.  Die  Serpen- 
tinisierung  ist  zwar  ziemlich  weit  fortgeschritten,  dessenungeachtet 
haben  sich  von  den  Hauptgemengteilen  Olivin  und  Enstatit  erhalten, 
die  uns  gestatten,  mit  Sicherheit  auf  das  Ursprungsgestein  zurück- 
zuschließen: es  liegt  ein  binärer  Peridotit  vor,  der  zum  Harzburgit 
gehört. 

Der  Olivin  ist  vorwaltend  in  Form  von  Körnern  anwesend, 
peripherisch  durch  Serpentin  abgenagt  und  seine  frühere  Kristallform 
zerstört;  Schnitte  nach  (100)  zeigen  stets  grobrissige  vollkommene 
Spaltbarkeit  nach  (010),  Schnitte  nach  (001)  bieten  dieselbe  Spaltbar- 
keit dar  und  eine  regellose  Zerklüftung  annähernd  senkrecht  dazu; 
erstgedachte  Schnitte  zeigen  weit  geringere  Licht-  und  Doppel- 
brechung, daher  die  niedrigen  Interferenzfarben,  dagegen  in  letzterem 
Schnitte  die  Lichtbrechung  n  =  167  ;  die  Doppelbrechung  f— a  =  0036 
daher  die  überaus  lebhaften  Interferenzfarben;  demzufolge  speziell 
die  Oberfläche  solcher  Schnitte  runzlig  und  rauh  sowie  dunkle  Refle- 
xionsränder aufweist. 


[1031    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       103 

Im  Dünnschliff  ist  unser  Olivin  völlig  farblos,  was  ihn  aber  be- 
sonders merkwürdig  erscheinen  läßt,  ist  seine  ausgezeichnete  Zwil- 
lingsbildung nach  verschiedenen  Gesetzen;  es  sind  teils  Pene- 
trationszwillinge, oft  mehrfach  wiederholt,  teils  Durchdringungen  des 
Wirtes  mit  einem  anderen  davon  verschieden  orientierten  Individuum, 
dessen  einzelne  Kristallstücke  durch  ihre  einheitliche  Orientierung  die 
Zugehörigkeit  zu  demselben  Individuum  bekunden.  Zur  sicheren  Fest- 
stellung solcher  Verwachsung  sind  Schnitte  nach  (100)  geeignet,  hier- 
bei legen  die  Subindividuen  ihr  (001)  in  die  Ebene  von  (100)  des 
Wirtes,  alsdann  schneiden  sich  die  Auslöschungsrichtungen  unter 
<£  c :  c  =  61°,  was  auf  (011)  als  Zwillingsebene  schließen  läßt;  wieder 
andere  Durchdringungen  zeigen  zwei  aufeinander  senkrechte  Aus- 
löschungsrichtungen <£  c:c  =90°,  jedenfalls  liegen  rechtwinklige  Durch- 
kreuzungszwillinge vor.  Schließlich  ist  noch  hervorzuheben,  daß  ein 
Teil  der  größeren  Olivinkörner  nicht  homogen  ist,  vielmehr  ein  Zer- 
fall in  zwei  bis  drei  und  mehr  Teilindividuen  verschiedener  Orien- 
tierung, beziehungsweise  Auslöschung  aufweist,  welche  teils  zur  voll- 
kommenen Spaltbarkeit  parallel  sind,  oder  aber  sehr  unregelmäßig 
begrenzt  und  ineinander  verzahnt  erscheinen. 

Ein  Teil  der  großen  Olivine  ist  teils  von  einzelnen  Nadeln  des 
Aktinolitbs  durchspießt  oder  diese  scharen  sich  zu  Bündeln  zu- 
sammen, auch  sieht  man  mehrere  stärkere,  aber  kürzere  Prismen  des 
Aktinoliths  im  Olivin  stecken,  deren  Basisschnitte  sich  in  der  Regel 
durch  ihre  Form  ooP(UO)  deutlich  zu  erkennen  geben,  terminal  von 
(001)  begrenzt  oder  daselbst  abgebrochen  sind.  Der  Aktinolith  ist 
farblos,  Spaltbarkeit  nach  (HO)  vollkommen,  die  langen  Nadeln  haben 
grobe  Querabsonderung  _L  c,  Lichtbrechung  mäßig  n  =  T63,  Doppel- 
brechung stark  f—a  =  0-029,  nach  Maßgabe  der  grünlichgelben  Inter- 
ferenzfarben II.  Ordnung,  Achsenebene  ist  (010),  die  optische  Orien- 
tierung $ic:c  =  15°  im  spitzen  ^  ß.  Zonarstruktur  mit  schwächerer 
Doppelbrechung  im  Kern  und  stärkerer  in  der  Hülle.  Das  Mineral 
ist  somit  Aktinolith,  der  vielleicht  als  „Reaktion  rims"  von  Enstatit 
auf  Olivin  aufzufassen  ist,  oder  dem  Pilit  verwandte  Neubildungen. 
Wir  werden  aber  weiter  unten  Peridotite,  den  sogenannten  Weige- 
lith,  kennen  lernen,  welcher  große  Mengen  einer  neuartigen  farblosen 
Hornblende  und  farblosen  Aktinolith  als  primäre  Hauptgemeng- 
teile führt. 

Im  Dünnschliff  finden  wir  (wie  bereits  oben  erwähnt),  daß  der 
Enstatit  an  Menge  so  stark  vertreten  ist,  daß  er  im  Ursprungs- 
gestein die  Rolle  eines  wesentlichen  Gemengteils  spielte  und  mit  dem 
Olivin  durch  Implikationsstruktur  verbunden  ist,  wodurch  die 
beiden  Hauptgemengteile  das  Bild  inniger  Verflechtung  darbieten. 
Jedoch  zeigt  unser  Enstatit  in  diesem  Gestein  fast  durchwegs  klein- 
kristallige  Ausbildung,  daher  die  Schnitte  parallel  c  nur  als  kurze 
Leistchen  mit  dachförmiger  Zuschärfung  an  beiden  Enden  auftreten 
oder  stumpf  mit  (001)  endigen;  diese  sind  parallel  c  überaus  fein- 
faserig, die  Fasern  sehr  oft  tordiert,  das  heißt  mehrfach  gedreht; 
auch  sind  darin  häufig  Lamellen  des  Ilmenits  parallel  (HO)  einge- 
schaltet. —  Im  Schliff  farblos,  die  Lichtbrechung  mittelmäßig  hoch, 
n  =  1-67,  Doppelbrechung  nicht  stark,   etwa   gleich  der  des  Quarzes 


104  Franz  Kretschmer.  [104] 

Y — a  =  0-009,  daher  die  gelblichweißen  Interferenzfarben.  In  Schnitten 
nach  (100)  mit  ihren  graublauen  Interferenzfarben  ? — a  =  0*005,  welche 
größeren  Enstatiten  angehören,  wurde  eine  Verwachsung  mit 
Lamellen  eines  monoklinen  Pyroxens  derartig  beobachtet,  daß 
(100)  des  ersteren  parallel  liegt  mit  (010)  des  letzteren,  die  Lamellen 
erscheinen  jedoch  unscharf,  verschwommen  und  deren  Verwachsungs- 
art perthitähnlich. 

Betreffs  der  Erze:  Chromit,  Ilmenit  nebst  Magnetit  wurde  beo- 
bachtet, daß  einzelne  Olivinschnitte  in  dem  Erze  in  zahllosen  kleinsten 
Körnchen  enthalten  sind,  andere  sind  mehr  oder  weniger  frei  davon, 
oder  dieselben  sind  zu  großen  Klumpen  konzentriert.  Außer  der 
oberwähnten  lamellaren  Verwachsung  von  Enstatit  als  Wirt  mit 
Ilmenit  und  umgekehrt  die  Erze  als  Wirt  mit  zahlreichen  Kristall- 
enen des  Enstatits  als  Einschluß.  Unter  den  Akzessorien  ist  auch  der 
Apatit  gesehen  worden,  der  nur  in  einzelnen  schlanken  und  dünnen 
Prismen  im  Schliff  umherliegt.  — 

Der  Serpentin  bietet  nichts  Bemerkenswertes  dar,  er  ist 
normal  als  Mikrometaxit  und  Mikropikrolith  ausgebildet, 
feinfasrig  doppelbrechend,  durchädert  von  isotropen  Balken  und 
mit  Erzen  maschenförmig  eingesprengt.  Die  Fasern  zeigen  zu 
ihrer  Längsrichtung  parallele  und  senkrechte  Auslöschung,  sie  ist 
jedoch  unscharf  und  verschwommen.  Der  Serpentin  schreitet  nicht 
nur  von  außen  gegen  das  Innere  der  Olivine,  sondern  auch  auf  ein- 
zelnen besonders  breiten  Klüften  und  Spaltrissen  vor. 

Serpentinfels   am   Ostgehänge    des   Römerberges   ober- 
halb der  Eisenbahnstation  Hannsdorf. 

Nächst  dem  Heizhause  der  Station  Hannsdorf  zweigt  ein  Wald- 
weg gegen  die  idyllisch  gelegene  Kolonie  Weinberg  am  Ost- 
gehänge des  Römerberges  (Kote  666  m)  ab.  Auf  diesem  Fahrwege 
findet  man  den  Serpentinfels  in  vielen  Stufen,  Trümmern  und  Blöcken 
umherliegen,  welche  sehr  wahrscheinlich  aus  geringer  Entfernung  zur 
Wegbesserung  zugeführt  wurden.  Links  am  Wege  steht  der  charakte- 
ristische muskovitreiche  Schiefergneis  im  Hohlwege  zutage 
an,  der  letztere  übergeht  sodann  im  Liegenden  durch  Gneisglimmer- 
schiefer in  echte  Phyllite  und  Tonschiefer.  In  kurzer  Ent- 
fernung gehen  hier  im  Hangenden  jene  Amphibolite  durch,  welche 
bereits  einen  Bestandteil  des  großen  Dioritgabbroganges  an  seinem 
Liegendsaalbande  bilden. 

Der  Serpen tinf eis  ist  ein  überaus  dichtes  mattschwarzes 
Gestein,  darin  man  da  und  dort  rundliche,  zum  Teil  korrodierte 
Olivinkörner  sowie  Spuren  von  erhalten  gebliebenen  Diallag- 
blättchen  und  sehr  spärlich  Enstatitstengel  wahrnimmt, 
akzessorisch  erscheint  metallischglänzender  Chromit  in  der  Serpentin- 
masse regellos  verteilt. 

Es  ist  dem  Verf.  trotz  eifriger  Begehung  des  stark  koupierten 
Terrains  nicht  gelungen,  den  dort  sicherlich  anstehenden  Serpentinfels 
aufzufinden. 


[1051     Der  luetamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       105 

In  der  „geognostischen  Karte  vom  niedersehlesischen  Gebirge" 
und  den  Erläuterungen  hierzu  von  Just  Roth  sind  in  der  Nähe  der 
Mündung  der  Graupa  in  die  March,  am  Wege  der  westlich  der  Hanns- 
dorfer  Kirche  abzweigt,  umherliegende  Blöcke  von  Serpentin  angegeben, 
die  dort  auf  Glimmerschiefer  liegen,  jedoch  anstehend  nicht  beobachtet 
wurden.  Verf.  hat  diese  Serpentinblöcke  dort  nicht  mehr  vorgefunden. 

Olivinführender    Marchitserpentin    am   Ostgehänge    des    Kirchberges 

bei  Ebersdorf. 

Der  westlich  Ebersdorf  gelegene  Kir  eh  berg  (Kote  639  m)  er- 
hebt sich  steil  aus  dem  tief  eingeschnittenen  Graupatal ;  an  seiner 
östlichen  Abdachung  liegt  links  am  Wege  von  Ebersdorf  zur  Graupa 
jenes  bisher  gänzlich  unbekannt  gebliebene  Serpentin  vorkommen,  das 
sich  aus  seiner  Umgebung  als  ein  beiläufig  100  m  langer  und  40  m 
breiter  bewaldeter  Fe  lsrie gel  erhebt  und  als  eine  wild  zerklüftete 
Felsmasse  zutage  tritt,  welche  mit  ihrer  Längserstreckung  nach  23y2  h 
orientiert  erscheint.  Während  die  nördlich  benachbarten  Weigelith- 
stöcke  am  Weigelsberge  rings  umher  im  Gneisglimmerschiefer  stecken, 
ist  der  Ebersdorfer  Serpentiustock  am  Kirchberg  ungefähr  an  der 
Grenze  von  rostbraunem  Gneisglimmerschiefer, im  Lie- 
genden und  weißlichem  Andalusithornfels  im  Hangen- 
den aufgebrochen;  der  letztere  unterteuft  unmittelbar  mächtige 
Amphibolite  am  Liegendsaalbande  unseres  Dioritgabbroganges, 
lagert  also  in  dessen  innerer  Kontaktzone.  Die  rostbraunen 
Gneisglimmerschiefer  im  Liegenden  übergehen  ostwärts  der  Ebers- 
dorfer Kirche  in  Phyllite  und  Tonschiefer,  welche  letztere  alsdann  in 
Ober-Ebersdorf  und  Ober  -  Hannsdorf  mächtige  dunkelblaue  unter- 
devonische Kalksteine  in  ihren  Schichtenverband  aufnehmen.  Die  innere 
Kontaktzone  der  Hornfelse  hat  daselbst  eine  Breite  von  300  m,  die 
äußere  der  Gneisglimmerschiefer  eine  solche  von  800  m,  zusammen 
1*1  km  (siehe  das  Querprofil  Abbildung  4,  pag.  31). 

Diesen  wichtigen  Fundort  erreicht  man  auf  dem  kürzesten  Wege 
von  der  Eisenbahn-Haltestelle  Hohenseibersdorf  nach  halbstündiger, 
allerdings  steil  ansteigender  Wanderung,  wohl  aber  auf  schattigem 
Waldwege. 

Der  frische  Serpentinfels  dieses  Vorkommens  ist  makro- 
skopisch ein  dichtes,  sehr  festes,  jedoch  sprödes,  daher  leicht  zerspreng- 
bares Gestein,  matt  schwarzgrün,  arm  an  Relikten  der  Ursprungs- 
mineralien, geringes  spezifisches  Gewicht,  eisenarm,  daher  ohne  Ein- 
rluß  auf  die  Magnetnadel,  was  durch  die  geringe  Menge  des  dem 
Serpentin  staubförmig  eingesprengten  Magnetits  bedingt  wird.  Dessen- 
ungeachtet bemerken  wir  jedoch  u.  d.  binok.  M.,  daß  sich  unser 
Serpentinfels  stellenweise  als  ein  überaus  feinkristalliges  Gewebe  von 
Diallag  und  Enstatit  darstellt,  darin  sind  da  und  dort  einzelne 
Olivinkörner  eingestreut;  ferner  finden  sich  im  Serpentin  in  Form 
von  Nestern  ausgeschieden  körnigblättrige,  stark  metallisch  glänzende 
Aggregate  von  eisenschwarzem  und  braunem  Chromit. 

Der  gemeine  Serpentin  ist  im  Gegensatz  zu  dem  der 
übrigen    Vorkommen    in    weit    geringerer   Menge    von    staubförmigem 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,    .  Heft.  (F.  Kretschmer.)     14 


106  Franz  Kretschmer.  [106  j 

Magnetit  erfüllt,  so  daß  er  weniger  lichtundurchlässig  wird,  meist  in 
Splittern  und  Spaltblättchen,  sowie  an  den  Kanten  durchscheinend  bis 
durchsichtig  ist ;  im  Bruche  glanzlos  und  matt,  uneben  bis  muschlig, 
selten  splittrig ;  im  Auffallicht  schwarz-  bis  lauchgrün,  im  Durchfallicht 
weingelb  bis  farblos ;  derselbe  bildet  oft  die  Hauptmasse  des  Gesteins 
(kompakter  Serpentinfels). 

Regenerationen  des  Serpentins  zu  Chrysotil  und  Asbest 
sowie  Umwandlung  zu  Leukophit  insbesondere  von  der  Oberfläche 
aus,  sind  in  diesem  Gestein  häufiger  als  sonst.  Insbesondere  wird 
derselbe  von  Chrysotil  in  zahlreichen  Adern  und  Trümmern  durch- 
zogen, letzterer  ist  schwefelgelb,  bläulichgrün  bis  grünlichweiß,  durch- 
scheinend, mit  muschligem  glattem,  teils  fettglänzendem,  teils  mattem 
Bruch,  Ä  =  3-5— 4-5;  u.  d.  binok.  M.  bekommt  man  den  lagen- 
förmigen,  achatähnlichen  Aufbau  und  die  deutlich  parallel- 
faserige Textur  zu  sehen,  wobei  die  Fasern  sehr  fein  und  parallel, 
teilweise  vielfach  verbogen  sind.  Im  Gegensatze  zum  gemeinen  Ser- 
pentin enthält  der  Chrysotil  nur  vereinzelte  Magnetitkörner,  wohl  aber 
sind  seine  achatähnlichen  Lagen  stets  durch  eine  dünne  Magnetitschnur 
voneinander  getrennt  — . 

Derselbe  schwarzgrüne  Serpentin  wird  außerdem  von  vielen 
5 — 15  mm  dicken  Schnüren  und  Adern  eines  weichen  biegsamen 
Serpen tinasbests  durchzogen;  es  sind  dies  makroskopisch  über- 
aus dünnstengelige  und  feinfaserige,  zum  Teil  holzähnlich  struierte 
Aggregate,  die  stets  senkrecht  auf  den  Spaltenwänden  stehen,  von 
hellgrünlicher,  gelblicher  oder  weißlicher  Farbe  und  ausgezeichnetem 
Seidenglanz.  Speziell  am  südlichen  Ende  des  oben  skizzierten  Felsriegels 
hat  Verf.  zahlreiche  Stufen  von  prächtigem  Serpentinasbest  gefunden, 
dessen  feine  parallele  Fasern  eine  Länge  bis  25  cm  erreichen 
und  im  Querschnitte  Prismen  von  >  50°  bildeu,  mit  amphibolisch 
vollkommener  Spaltbarkeit.  An  manchen  dieser  Stufen  sind  noch  jene 
Ueberreste  von  amorphem  Leukophit  zu  sehen,  aus  dem  der  Asbest 
hervorging  und  uns  über  den  Ursprung  und  die  Zugehörigkeit  dieses 
Asbests  zum  Serpentin  sicher  belehren.  Solche  schöne  Asbeststufen 
verdienen  einen  Platz  in  jeder  Sammlung. 

Nachdem  der  Diallag  der  Serpentinisierung  den  nachhaltigsten 
Widerstand  entgegensetzt,  so  ist  derselbe  in  diesem  Serpentinfels 
unter  den  Relikten  der  Ursprungsmineralien  noch  am  häufigsten  vei- 
treten ;  er  ist  stets  mehr  oder  weniger  groß-  und  parallelschuppig 
und  mit  einem  starken  metallischen  Perlmutterglanz  auf  der  Teil- 
barkeitsfläche (100)  ausgestattet. 

Der  Enstatit  ist  meist  in  kurzen  gedrungenen  Prismen  oder 
unregelmäßigen  Körnern  ausgebildet,  auch  fällt  er  uns  sofort  durch 
seine  ausgezeichnete  Spaltbarkeit  nach  (110)  auf,  sowie  den  Seiden- 
glanz auf  der  Fläche  vollkommene  Teilbarkeit  (100).  Da  und  dort 
beobachtete  Verf.  in  der  Serpentinmasse  Kristal  lh  auf  ch  en  be- 
stehend aus  innig  verwachsenem  Enstatit  und  Diallag  nebst  Olivin.  — 

In  einem  ziemlich  stark  modifizierten  Serpentinfels,  den 
Lehrer  Herr  Rudolf  Hanke  (Goldenstein)  auf  dem  an  unserem  Serpen- 
tinstock vorbeiführenden  Feldwege  gefunden  hat,  sind  bis  35  mm 
lange  und    4   mm    dicke    schlanksäulen förmige    Ens  tati  tkr istalle 


[1071    D01'  met amorphe  Dioritgabbrognng  im  Schnee-  und  ßielengebirge         107 

eingewachsen,  welche  jedoch  teilweise  bereits  in  Chrysotil  umge- 
wandelt erscheinen.  In  anderen  Stufen  von  diesem  Fundort  geht 
der  Enstatit  der  Umwandlung  in  grünlichgelben  Bastit  entgegen. 
Mitunter  ist  der  groß  individualisierte  Enstatit  aufgelöst  in  ein  Ag- 
gregatkleinerer Bastitindividuen,  deren  einheitlich  orientierte  Faserung 
die  ursprüngliche  Zusammengehörigkeit  bekundet.  Der  Bastit  enthält 
vereinzelte  Magnetite  der  Form  (111),  meist  Körner,  selten  zu  Haufen 
versammelt.  Der  Bastit  liefert  auch  in  diesem  Falle  eine  Modifikation 
des  Enstatits  in  der  Richtung  nach  dem  Serpentin. 

Die  Stufen  von  demselben  Fundpunkte  enthalten  außerdem  im 
Serpentin  eingesprengt  Bronzit,  teils  in  Form  bronzefarbiger  Blätt- 
chen und  Schuppen,  teils  als  5 — 8  mm  lange  und  3  mm  dicke  Kristall- 
enen der  Form  (100)  .  (010)  mit  faseriger  Endausbildung  und  voll- 
kommener Spaltbarkeit  nach  (HO),  die  sich  bis  zur  Feinfaserigkeit 
steigert. 

Der  herrschende  Serpentinfels  verwittert  an  seiner  Oberfläche 
und  den  Strukturflächen  zu  einer  schneeweißen,  sphäroidisch 
struierten  Masse,  dem  Leukophit,  dessen  zahllose  Sphäroide  durch 
Verwitterung  um  so  deutlicher  hervortreten,  von  Magnetitkränzen  um- 
schlossen werden  und  solcherart  ein  zartes  eisenschwarzes  Geäder 
auf  weißem  Leukophitgrunde  vorstellen.  Der  Leukophit  ist  weich 
(H  =  1),  fühlt  sich  fettig  an,  ist  glanzlos  und  mattt,  hängt  nicht  an 
der  Zunge  und  wird  von  kalter  Schwefelsäure  leicht  zersetzt.  — 

Dünnschliff-Untersuchung   des  modifizierten  Marchit- 
serpentins  am  Kirchberg  westlich  Ebersdorf. 

Zu  diesen  Dünnschliffen  wurde  das  zuerst  von  Herrn  Lehrer 
Hanke  am  Wege  unterhalb  dem  Felsriegel  gefundene  Stufenmaterial 
verwendet.  Wir  überzeugen  uns  auch  im  Schliff,  daß  sich  dieser 
Serpentinfels  in  einer  weit  fortgeschrittenen  Umwandlung  zu  Bastit, 
Serpentin  und  Chrysotil  befindet.  Dessenungeachtet  sind  in  dem 
Gestein  zahlreiche  Relikte  von  homogenem  Enstatit  enthalten, 
wohl  sind  es  im  allgemeinen  recht  bescheidene  Reste  früher  größerer 
Individuen  des  gedachten  Minerals ;  sie  liegen  gewöhnlich  nächst  dem 
Ilmenit,  mit  dem  sie  auch  innig  verwachsen  sind.  Außerdem  fallen 
uns  im  Schliff  große  Kristalle  von  Enstatit  undDiallag 
auf,  welche  den  bereits  von  Buschin  und  dem  Zdiarberg  her  bekannten 
polysynthetischen  Aufbau  aus  parallelen  Lamellen  von 
Enstatit  mit  Diallag  erkennen  lassen.  Die  vorhandenen  Schnitte  davon 
liegen  parallel  (010)  des  Enstatits,  während  die  Diallaglamellen  mit 
ihrem  (100)  dazu  parallel  sind.  Die  Enstatit-Diallaglamellen  sind 
mehrfach  gebogen  und  zeigen  u  n  d  u  1  ö  s  e  Auslöschung,  gewöhnlich 
herrschen  die  Enstatitlamellen  vor,  dagegen  die  Lamellen  des  Diallag 
ihrer  Zahl  und  der  Breite  nach  zurückstehen;  in  anderen  Kristallen 
bemerkt  man  auch  den  umgekehrten  Fall,  so  daß  der  Diallag  mit 
wesentlich  breiteren  und  vorherrschenden  Lamellen  vertreten  ist, 
welches  Verhältnis  an  Perthit  und  Antiperthit  erinnert.  Die  Art  der 
Verwachsung  eines  Teiles  solchen  Enstatit-Diallags  erinnert  in  der  Tat, 
wie    wir  sie   vom   Perthit  und  Antiperthit   her   kennen;   hierzu 

14*     . 


108  Franz  Kretschmer.  [108] 

tritt  in  manchen  dieser  Schnitte  die  bekannte  Zwillingsbildung  nach 
V4  P  oo  (104),  wodurch  eine  mikr  okiin  ahn  liehe  Gitterst  rei- 
fung  hervorgerufen  wird.  Neben  diesen  lamellaren  Verwachsungen 
von  Enstatit  und  Diallag  bekommen  wir  auch  solche  von  Enstatit  mit 
Ilmenit  in  zahlreichen  Durchschnitten  zu  sehen,  wobei  die  Ilmenit- 
lamellen  parallel  (100)  des  Enstatits  eingeschaltet  sind.  Die  Licht- 
und  Doppelbrechung  wie  am  Zdiarberger  Enstatit,  und  zwar  ist  der 
Brechungsexponent  des  letzteren  auf  (010)  =  0  009,  dagegen  auf 
(100)  ß — a  =  0'002.  Die  Auslöschung  ist  parallel  und  senkrecht  zu 
den  prismatischen  Spaltrissen,  dagegen  an  den  interponierten  Diallag- 
lamellen  zahlreicher  Kristalle  die  Auslöschungsschiefe  c  :  c  =  40°  im 
stumpfen  >  ß  gemessen  wurde.  Gleichwie  am  Zdiarberger  wurden 
auch  am  hiesigen  Entstatit  ausgebreitete  und  intensive  Resorp- 
tionen magmatischer  Natur  wahrgenommen.  — 

Ein  untergeordneter  Teil  des  rhombischen  Pyroxens  hat  sich  in 
diesem  stark  beeinflußten  Serpentinfels  soweit  frisch  erhalten,  daß 
wir  aus  der  höheren  Doppelbrechung  auf  (HO)  7— a  =  0-017  und 
den  entsprechenden  orangegelben  und  orangeroten  Interferenzfarben, 
seinen  polysynthetischen  Lamellenbau  auf  dessen  Zugehörigkeit  zum 
Hyp ersthen  schließen  dürfen.  Derselbe  tritt  teils  in  selbständigen 
langprismatischen  Kristallen  mit  prismatischer  Spaltbarkeit  auf,  teils 
ist  er  in  einzelnen  oder  mehreren  Lamellen  dem  Enstatit-Diallag 
eingeschaltet  oder  er  kommt  als  interessante  Verwachsungen  mit 
parallelen  Lamellen  des  Magnetits  und  Ilmenits  vor.  —  Biegung  der 
Enstatitkristalle,  Verbiegung  und  Knickung  der  großen  Enstatit-Diallag- 
Individuen  sowie  deren  Zwillingsbildung  nach  1/i  P  00  (104)  nebst 
undulöser  Auslöschung,  sind  wohl  als  deutliche  mechanische 
Deformationen,  insbesondere  während  ihrer  Kristallisation,  aus  dem 
Schmelzfluß  aufzufassen. 

Der  makroskopisch  beobachtete  Diallag  entpuppte  sich  im  Schliff 
als  Andiopsid,  dem  zweiten  Hauptgemengteil  der  Marchitreihe ;  er 
ist  auch  hier  durch  die  makropinakoidale  und  prismatische  Spaltbar- 
keit und  die  dadurch  bedingte  feine  Faserung  und  Blättrigkeit  parallel  c 
charakterisiert;  seine  Farbe  ist  im  Durchfallicht  grünlich,  sehr  schwach 
pleochroitiseh  a  =  c  grünlich  bis  olivgrün,  b  gelblich  bis  farblos ; 
seine  Lichtbrechung  ist  gleich  der  des  Enstatits,  die  Doppelbrechung 
nach  Maßgabe  der  gelblichgrünen  Interferenzfarben  7— a  =  0  028, 
die  optische  Orientierung,  beziehungsweise  die  Auslöschungsschiefe 
<£  c:c  wurde  mit  37—40°  im  stumpfen  Winkel  ß  gemessen.  Die 
ausgezeichnete  Lamellen-  und  Blättertextur  finden  wir  auch 
in  diesem  Andiopsid  ausgebildet,  sie  wird  durch  Interpositionen  von 
schwächer  brechendem  Diallag  hervorgerufen,  es  ist  dieselbe  Er- 
scheinung, wie  wir  sie  bereits  vom  Zdiarberg  her  kennen  und  noch 
in  besonders  schöner  Ausbildung  am  Harbichstein  bei  Großwürben 
kennen  lernen  werden.  Außer  den  bereits  erwähnten  Pyroxenlamellen 
finden  wir  noch  zahlreiche  Lamellen  des  Ilmenits  unserem  Andiopsid 
interponiert.  — 

Mit  dem  Magnetit  verwachsen  und  in  dessen  Nähe  findet  sich 
noch  ein  zweiter,  und  zwar  farbloser  monoklinerPyroxen 
in    untergeordneter    Menge    vor,    seine    Spaltbarkeit    entspricht    dem 


[1091    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       109 

Grundprisma  des  Pyroxens,  die  Lichtbrechung  liegt  nach  Maßgabe  des 
hohen  und  glatten  Reliefs  bei  n  =  17,  also  gleich  dem  Enstatit,  die 
Doppelbrechung  nach  dem  Schema  von  Michel  Levy  und  Lacroix 
Y — a  =  0020,  die  Auslöschungsschiefe  auf  (010)  gegen  die  Spaltrisse 
beträgt  c  :  c  =  30°  im  stumpfen  Winkel  ß.  Die  Körner  sind  gewöhnlich 
etwa  2 — 3  mm  groß  und  enthalten  in  der  Regel  Lamellen  des  1 1  m  e  n  i  t  s 
parallel  (100)  eingeschaltet.  Dieser  Pyroxen  mit  seiner  schwachen 
Doppelbrechung  und  kleinen  Auslöschungsschiefe  ist  dem  monoklinen 
Pyroxen  der  meteorischen  Chondrite  nahe  verwandt ;  er  ist  wahrscheinlich 
MgO  und  FcO  reich,  dagegen  CaO  arm  und  müßte  im  Sinne  der 
Nomenklatur  W.  W  a  h  1  s  den  Namen  K  linohypersthen  er- 
halten l).   — 

Eine  häufig  wiederkehrende  Erscheinung  anderer  Art  ist  es,  daß 
der  Enstatit  parallel  den  prismatischen  Spaltrissen  mit  farbloser 
gemeiner  Hornblende  verwächst;  es  erfolgt  dann  ein  wieder- 
holter Lamellenwechsel  von  Enstatit  und  Hornblende,  letztere  besitzt 
eine  hohe  Doppelbrechung  y— a  =  0-024  auf  (010)  bis  0-016  auf  (100) 
herab ;  ihre  optische  Orientierung  ist  c :  c  =  20°  im  spitzen  Winkel  ß. 
Wir  werden  weiter  unten  im  Weigelith  eine  ganz  ähnliche  farblose, 
im  hohen  Maße  automorphe  Hornblende  als  primären  Hauptgemeng- 
teil kennen  lernen,  welche  wir  Achromait  nennen. 

Der  Ilmenit  zeigt  vielfach  die  oben  geschilderte  lamellare  Ver- 
wachsunginsbesondere mit  homogenem  Enstatit;  größere  Körner  des 
ersteren  enthalten  als  Einschlüsse  Lamellen  von  Enstatit  und 
Hypersthen,  welcher  dadurch  vor  der  Serpentinisierung  geschützt 
wurde.  In  der  Gesellschaft  des  Ilmenits  finden  sich  braune  und  dunkel- 
gelbe Körner  und  Haufen  solcher  sowie  schlauchförmige  Aggregate, 
deren  hoher  Brechungsexponent  das  erhabene  und  rauhe  Relief  be- 
dingt und  auf  Picotit  hinweist.  Mit  der  fortgeschrittenen  Umwand- 
lung dieses  Marchitserpentinfelses  steht  der  Umstand  im  Zusammen- 
hange, daß  im  Serpentin  die  bekannten  Netz  schnüre  von  Mag- 
netit fehlen,  vielmehr  derselbe  in  großen  "Körnerhaufen  konzen- 
triert erscheint.  —  In  zahlreichen  langprismatischen  Längsschnitten 
findet  sich  im  ganzen  Schliff  verteilt  der  Apatit,  welcher  durch  sein 
grelles  Weiß,  das  mäßig  hohe  Relief  und  schwache  Doppelbrechung 
mit  grauen  Interferenzfarben  am  Anfange  der  I.  Ordnung  kenntlich 
ist.  —  Körner  von  Zirkon  mit  pleochroitiscben  Höfen  liegen  im 
Schliff  einzeln  zerstreut  umher.  —  Olivin  und  Feldspäte  sind  in  dem 
vorliegenden  Stufenmaterial  nicht  nachweisbar.   — 

Umwandlungs-Erscheinungen. 

Ein  Teil  der  Enstatit-Diallag-Individuen  erscheint  in  B  a  s  t  i  t, 
beziehungsweise  Diaklasit  umgewandelt,  welcher  jedoch  die  gleiche 
Mikrostruktur  und  dieselben  Interferenzfarben  wie  das  Ursprungs- 
mineral aufweist,  dagegen  eine  andere  optische  Orientierung  besitzt, 
und  zwar  ist  Achsenebene  (100),  b  ist  negative  spitze  Bisektrix,  dem- 
nach a  =  b,  b  =  et,  c  —  c. 


:)  L.  c.  pag.  97  und  121. 


HO  Franz  Kretschmer.  [HO] 

An  dem  Serpentin  machen  wir  im  Schliff  die  Wahrnehmung, 
daß  er  stärker  doppelbrechend  wird  und  sich  auf  dem  Wege  zum 
Chrysotil  befindet.  Wie  bereits  oben  erwähnt,  bildet  der  Magnetit 
im  Serpentin  kein  Maschen  netz,  sondern  er  ist  in  mannigfaltig 
gestaltete  Körner,  Aggregate  und  Skelette  zusammengeballt.  Ein  Teil 
des  gedachten  Serpentins  zeigt  wohl  die  schwache  Licht-  und  Doppel- 
brechung n  =  T54  und  y— a  =  0005  in  graublauen  Interferenzfarben, 
die  Mikrostruktur  ist  kleinmaschig  gestrickt,  allmählich  steigt 
die  Doppelbrechung  zu  dem  Exponenten  7 — 7.  =  0007  mit  klargrauen 
Interferenzfarben,  die  Menge  des  isotropen  Serpentins  ist  gering  und 
bis  auf  wenige  Balken  aus  dem  Schliffbilde  verschwunden  sowie  aller 
übrige  Serpentin  als  Faserserpentin  (Mikrometaxit)  entwickelt  ist, 
dabei  die  Fasern  senkrecht  auf  den  Balken  stehen ;  oder  aber  in  wirr- 
und radialfaserigen  und  kraushaarigen  M  i  k  r  0  p  i  k  r  0 1  i  t  h  übergeht.  Von 
der  früheren,  engmaschig  gestrickten  Serpentinstruktur  sind  in  dem 
stärker  doppelbrechenden  Faserserpentiu  nur  Ueberreste  vorhanden, 
das  ganze  überaus  kleinkörnige  Aggregat  strebt  der  Regeneration 
in  Chrysotil  zu.  — 

Die  geschilderten,  schwach  doppelbrechenden  F  a  s  e  r  s  e  r  p  e  11- 
tine  (Mikrometaxit  und  Mikropikrolith)  erscheinen  nun  an  zahlreichen 
Stellen  des  Schliffbildes  von  vielen  Bändern,  Adern  uud  Klüften  durch- 
zogen, welche  von  viel  stärker  doppelbrechendem  feinfaserigem 
Chrysotil  erfüllt  sind,  dessen  Fasern  stets  senkrecht  zu  den  Kluft- 
wänden angeschossen  sind.  Der  letztere  ist  im  Dünnschliff  farblos,  die 
Lichtbrechung  ist  wenig  stärker  als  im  Kanadabalsam  n  =  T54,  die 
Doppelbrechung  erreicht  den  Exponenten  7 —  a  =  0  012,  was  braun- 
gelbe Interferenzfarben  gibt.  Sowohl  in  dem  schwach  lichtbrechenden 
Metaxit  und  Pikrolith,  als  auch  im  stärker  brechenden  Chrysotil  liegt 
die  Richtung  der  kleinsten  Elastizität  in  der  Faserachse,  und  die  Aus- 
löschung erfolgt  stets  senkrecht  und  parallel  zur  Faserachse,  was  auf 
ein  rhombisches  Kristallsystem  in  den  gedachten  Serpentinabarten 
hinweist. 

Die  Proben  zu  den  folgenden  Dünnschliffen  wurden 
von  dem  oberwähnten  großen  Serpentinfelsriegel  geschlagen, 
der  daselbst  zutage  ansteht  und  das  Haupt gestein  dieser  Loka- 
lität repräsentiert. 

Wir  sehen  an  den  Dünnschliffen  charakteristischer  Durchschnitts- 
proben u.  d.  P.  M.,  daß  das  Ursprungsgestein  einer  weit  fortge- 
schrittenen Serpentinisierung  unterlegen  ist  und  die  Menge  der  Ueber- 
reste der  primären  Komponenten  so  geringfügig  ist,  daß  wir  kaum 
mit  Sicherheit  auf  das  Ursprungsgestein  zurückschließen  können. 

Der  bei  der  makroskopischen  Untersuchung  festgestellte  Diallag 
entpuppte  sich  u.  d.  P.  M.  als  Andiopsid,  von  welchem  sich  die 
meisten  Ueberreste  erhalten  haben  und  dessen  bald  größere,  bald 
kleinere  Fragmente  durch  den  ganzen  Schliff  verteilt  erscheinen;  der- 
selbe steht  bezüglich  seiner  Merkmale  in  völliger  Uebereinstimmung 
mit  dem  der  übrigen  bereits  oben  geschilderten  Vorkommen;  seine 
parallel(HO)  gelagerten  Lamellen  werden  häufig  überaus  feinhaarig, 
auch  läßt  der  vorliegende  Andiopsid  öfters  einen  Zerfall  seiner  In- 
dividuen in  verschieden  orientierte  Subindividuen  erkennen.    Auch  in 


[IUI     I)e1'  nietamorphe  Dioritgabbvogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       111 

diesem  Falle  ist  unser  Andiopsid  mit  Lamellen  desEnstatits  der- 
gestalt verwachsen,  daß  (010)  der  letztere  mit  (100)  dem  Diopsid 
parallel  liegt  und  die  Prismenflächen  beider  zusammenfallen;  oft  ist 
die  Verwachsung  eine  gefleckte  und  geflammte  perthitähnliche; 
hierzu  gesellt  sich  ein  zweites  darauf  senkrechtes  Laraellensystem  das 
Enstatits,  wodurch  mikr  oklinähn  liehe  Gitterwerke  entstehen; 
ferner  enthält  er  da  und  dort  wenige  Lamellen  des  Ilmenits 
parallel  (100)  eingeschaltet,  welche  gegen  die  beiden  Enden  hin  aus- 
keilen. 

Der  Enstatit  ist  nur  noch  in  kleinen  prismatischen  Kristallen 
erhalten,  die  ebenfalls  gedreht  sind,  sich  zumeist  in  der  Nähe 
der  Erze  aufhalten,  und  zwar  speziell  bei  dem  Chromit,  mit  dein 
er  auch  im  Innern  seiner  Nester  und  Haufen  verwächst.  Verwach- 
sungen des  Enstatits  mit  Diallag  werden  in  diesen  kleinen  Kristallen 
vermißt,  dagegen  sind  dem  Enstatit  auch  hier  dünne  Lamellen  des 
Ilmenits  parallel  (100)  eingewachsen. 

Im  Schliffe  sind  auch  größere  Schnitte  mannigfaltiger 
Titanmineralien  zu  sehen,  wie  wir  solche  auch  auf  der  Gold- 
koppe bei  Nieder-Eisenberg  gefunden  haben  und  besonders  schön  bei 
Kratzdorf  kennen  lernen  werden.  Es  sind  viele  rhombische  und  hexa- 
gonale  Durchschnitte  wesentlich  von  graubraunem  und  haarbraunem 
Titanit  (Grothit),  zwischen  denen  ein  Geäder  isotroper  oder  schwach 
doppelbrechender  Serpentinsubstanz  sich  hindurchschlängelt,  welcher 
erstere  inzuliegen  scheinen.  Es  haben  sich  jedenfalls  die  homogenen 
Titanitlamellen  in  kleinste  Partikelchen  aufgelöst,  welche  eine  von- 
einander abweichende  Orientierung  besitzen ;  die  einzelnen  Kriställ- 
chen  (Blättchen)  zeigen  oft  mehrfach  wiederholte  Anwachsschalen; 
sie  liegen  auf  den  Schnitten  des  Enstatits  nach  (100),  auf  welchen  sie 
den  metallartigen  Perlmutterglanz  bedingen;  es  ist  sehr 
naheliegend,  daß  sie  auf  die  Ilmenitlam  e  llen  zurückzuführen 
sind,  die  dem  Enstatit  eingeschaltet  sind,  wofür  die  in  den  Titaniten 
vorfindlichen  Ilmenite  und  Punkteinschlüsse  sprechen.  Der  Titanit 
zeigt  auch  in  diesem  Falle  höchste  Licht-  und  Doppelbrechung,  starke 
Dispersion  der  optischen  Achsen,  so  daß  Schnitte,  die  nicht  der  ortho- 
diagonalen  Zone  angehören,  nicht  mehr  vollständig  auslöschen.  Achsen- 
ebene ist  (010)  und  liegt  in  der  kurzen  Diagonale  der  rhombischen 
Schnitte,  die  spitze  positive  Bisektrix  c  steht  fast  senkrecht  auf  (102), 
daher  die  Auslöschungsschiefe  c:  a  =  40°  gemessen  wurde.  — 

Anderweitige  Ueberreste  der  Ursprungsmineralien  fehlen  im 
Schliffe,  so  insbesondere  der  makroskopisch  konstatierte  Oliviu.  Bezüg- 
lich des  Serpentins  müssen  wir  jedoch  sogleich  die  Tatsache  her- 
vorheben, daß  die  Magnetitsclniüre  derartig  angeordnet  sind,  daß 
typische  Maschenstruktur  durch  einzelne  Teile  des  Schliffes  verbreitet 
erscheint,  unter  X  Nicols  finden  wir  längs  der  Magnetitschnüre  quer- 
faserigen Mikrometaxit  angeschossen  und  im  Innern  der  Maschen 
mehr  oder  weniger  isotrope  Serpentinsubstanz.  Aus  dieser  echten 
Maschen  struktur  können  wir  auf  die  frühere  Anwesenheit 
mehrerer  Olivinindividuen  mit  Sicherheit  schließen.  — 

Wir  gelangen  demnach  zu  dem  Ergebnis,  daß  der  Serpentinfels 
am  Kirchberg  bei  Ebersdorf  von  einem  olivin  führ  enden  Marchit 


112  Franz  Kretschuier.  [112] 

abstammt,  weil  der  Olivin  nur  in  solcher  Menge  vorhanden  ist,  daß 
er  bloß  zu  den  Nebengemengteilen  gestellt  werden  kann,  dagegen  die 
Pyroxene  dominiereu.  — 

Weigelith,   ein  neuer  Amphibol-Peridotit  vom  Straßenkreuz 
am  Weigelsberge  nördlich  Ebersdorf. 

Bei  der  Straßenkreuzung  der  sogenannten  Krockereistraße  am 
Scheitel  des  Weigelsberges,  und  zwar  nächst  dem  Punkte  Kote  630  m 
(der  österr.  Spezialkarte  1  :  75.000)  hat  Verf.  dieses  bisher  gänzlich 
unbekannte  Vorkommen  entdeckt.  Das  Eruptivgestein  steckt  in  den 
daselbst  herrschenden  Massen  der  rostbraunen  muskovitreichen 
Gneisglimmerschiefer,  beziehungsweise  Glimmerschiefer,  denen 
jedoch  speziell  hier  zahlreiche  Amphibolitlager  eingeschaltet  sind. 

Der  Peridotit,  beziehungsweise  sein  Serpentin,  geht  jedoch 
an  diesem  Fundort  nicht  zutage;  das  Vorkommen  liegt  vielmehr 
unter  einem  Ackerfelde,  bei  dessen  Bearbeitung  der  Ackerhaken 
vielfach  vom  Kopf  der  Felsmasse  Trümmer  abreißt,  oder  dieselbe 
muß  abgearbeitet  werden,  davon  nun  an  Ort  und  Stelle  auf  den 
Straßen  zahlreiche  Felsblöcke  umherliegen,  oder  aber  zur  Straßen- 
pflasterung verwendet  worden  sind.  Aus  diesem  Grunde  läßt  sich 
über  den  Umfang  dieses  Peridotitstockes  nicht  viel  sagen.  Nichtsdesto- 
weniger würde  man  mittels  einer  kurzen  Tag  rösche  sehr  bald 
einen  schönen  Steinbruch  in  unserem  Peridotit  eröffnen  können. 

In  der  unmittelbaren  Nachbarschaft  grenzt  an  dieses  Peridotit- 
vorkommen  sehr  charakteristischer  Weise  eine  zutage  anstehende 
stock  form  ige  Kalkstein  masse,  ungefähr  120  m  im  Streichen 
lang  und  90  m  dem  Verflachen  nach  breit.  Die  Schichten  des  grau- 
blauen Kalkes  streichen  6— 18  h,  das  Einfallen  ist  gegen  24  h  unter 
3C  45°  und  müssen  wir  darin  die  Einflüsse  hercynischen  Faltungsdruckes 
erkennen.  Dieser  Kalkstein  unterscheidet  sich  von  dem  großen  Kalk- 
steinzuge der  äußeren  Zone  in  der  Ramsauer  Gebirgsrinne  in  keiner 
Weise,  er  ist  wie  dieser  ein  charakteristischer  Devon  kalk; 
nur  lokal  beobachtete  Verf.  die  Aufnahme  einer  größeren  Menge  von 
Diopsid  in  das  Gesteinsgewebe,  wodurch  sich  in  der  äußeren  Kon- 
taktzone die  kontaktmetamorphe  Beeinflussung  im  Kalkstein  zur  Gel- 
tung bringt.  Der  Kalkstein  ist  durch  mehrere  kleine  Steinbrüche 
aufgeschlossen ;  derselbe  wurde  vor  Jahren  in  einem  unterhalb  des 
Weigelsberges  erbauten  Feldofen  zu  Bau  kalk  gebrannt,  den  rohen 
Stein  hat  man  aber  zur  Straßenschotterung  herangezogen. 

Der  in  Rede  stehende  Peridotit  ist  vorwiegend  ein  dunkles, 
durch  seine  Ursprungsmineralien  perlmutter-  und  glasglänzendes  Ge- 
stein, welche  allemal  auf  seinen  muschligen  Bruchflächen  aufblitzen, 
während  Serpentinisierung  sich  nur  in  den  mattschwarzen  Gesteins- 
partien  geltend  macht.  Die  Hauptgemengteile  sind:  Hornblende, 
Enstatit  und  Olivin  ursprünglich  gewesen,  jedoch  ist  später  ein 
großer  Teil  des  Enstatits  unter  Mitwirkung  des  Olivins  in  Aktin olith 
übergeführt  worden.  Als  Nebengemengteil  tritt  da  und  dort  noch 
Dia! lag  in  das  Mineralgemenge  ein;  stellenweise  reichert  sich  der 
parallelblätterige  und  großschuppige  Diallag  derartig  an,  daß  wir  von 


II 131    Der  rnetaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       113 

einem  diallagführenden  Peridotit  sprechen  und  solchen  als 
Spaltungsprodukt  betrachten  dürfen;  durch  Ausfall  des  Diallags  geht 
das  letztere  Gestein  wieder  in  das  normale  zurück. 

Der  Enstatit  ist  häufig  als  kurze,  aber  schlanke  Prismen  aus- 
gebildet, von  den  beiden  vertikalen  Pinakoiden  (lOO).(OlO)  und  an 
den  Enden  pyramidal  begrenzt,  meist  jedoch  ausgefasert;  derselbe 
läßt  ausgezeichnete  Zwilligsbildung  beobachten,  welche  wir  an 
dem  unten  folgenden  zweiten  Weigelith- Vorkommen  kennen  lernen 
werden.  Die  Menge  des  gegen  den  Enstatü,  beziehungsweise  seinen 
Aktinolith  zurückbleibenden  Olivins  ist  Schwankungen  unterworfen ; 
bald  ist  seine  Menge  auffallend  groß,  bald  nimmt  sie  ebenso  rasch  ab. 
Im  frischen  Gestein  ist  der  frische  Oliv  in  makroskopisch  schwer 
zu  erkennen,  dagegen  tritt  er  bei  der  atmosphärischen  Verwitterung 
zufolge  seiner  strohgelben  Verfärbung  um  so  besser  hervor. 

Was  dieses  Ebersdorfer  Vorkommen  außerdem  von  dem  zweiten 
unterscheidet,  ist,  daß  hier  viele  Stufen  von  mattschwarzem  Ser- 
pentin angetroffen  werden,  dessenungeachtet  herrscht  der  frische 
und  halbserpentinisierte  Peridotit  vor.  Oft  begegnet  man 
Blöcken,  die  an  ihrer  Oberfläche  aus  schwarzen  Striemen  von 
Serpentin  mit  solchen  abwechseln,  worin  infolge  atmo- 
sphärischer Verwitterung  grünlichgelber  Olivin  und 
graugrüner  Enstatit  (Bastit)  als  auch  Aktinolith  um  so 
besser  hervortreten  und  umso  leichter  erkennbar  werden;  das 
Gestein  hat  alsdann  ein  gemasertes  Aussehen. 

Durch  oberflächliche  Verwitterung  geht  der  Aktinolith  in 
Tremolit  und  Asbest,  zuweilen  auch  in  Talk,  der  Serpentin 
in  sphäroidisch  struierten  Leukophit  über,  dessen  regel- 
mäßige Sphäroide  von  Magnetit  umkränzt  werden.  An  den  Verwit- 
terungsflächen solchen  Gesteins  sieht  man  alsdann  alle  diese  Um- 
wandlungsprodukte der  Reihe  nach  liegen  und  besser  hervortreten. 
Speziell  der  Olivinserpentin  ist  in  einem  gewissen  Stadium  auf  ge- 
dachten Flächen  durch  seine  echte  Maschen  struktur  von  Aktino- 
lith und  Enstatit  gut  unterschieden  und  ergibt  sich  daraus  indirekt 
die  starke  Beteiligung  des  Olivins  an  der  Zusammensetzung  unseres 
Gesteins  kund. 

Für  diesen  neuen  Amphibol-Enstatit-Peridotit  mit  seiner  bisher 
unbekannten  mineralischen  Zusammensetzung  wird  der  Kürze  halber 
der  Name  Weigelith  vorgeschlagen,  und  zwar  nach  dem  Weigels- 
berge,   dem  Orte  seines  zuerst  bekannt  gewordenen  Vorkommens. 

Bezüglich  der  Nebengesteine  in  der  gedachten  Lokalität  be- 
obachtete Verfasser  am  Eingange  des  Krokereigrabens  aus  dem 
Graupatal  mannigfaltige  und  mächtige  Amphibolite,  die  zu 
dem  Dioritgabbrogang  an  dessen  Liegendem  gehören,  weiterhin  mächtig 
entwickelte  Hornfelse,  und  zwar  mannigfaltige  glimmerfreie  An- 
dalusithornfelse,  worauf  dann  anfänglich  grobkörnige,  später 
feinkörnige  Gneisglimmerschiefer  und  Glimmerschiefer 
(Muskovitschiefer)  mit  untergeordneten  Amphiboliten  und  Horn- 
blende schiefern  nachfolgen.  Der  Weigelith  durchbricht  die  letzt- 
genannten Schiefer,  ohne  aber  eine  weitergesteigerte  Kontaktmeta- 
morphose hervorgerufen  zu  haben. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschnier.)     15 


114  Franz  Kretschmer.  [1141 

Dünnschliffbild  des  Weigeliths  von  Ebersdorf. 

U.  d.  P.  M.  im  Dünnschliff  sind  wir  durch  die  'große  Menge 
eines  automorphen  und  farblosen  Amphibols  überrascht, 
hierzu  gesellt  sich  als  zweiter  Hauptgemengteil  Olivin,  worin  eine 
Unmasse  von  Erz  streifenförmig  ausgeschieden  ist,  und  schließlich 
als  dritter  Hauptgemengteil  Geflechte  und  fluidale  Aggregate  von 
Enstatit,  akzessorisch  sind  Erze:  Chromit,  Ilmenit  und  Magnetit, 
nebst  wenig  Apatit  als .  prismatische  Einzelkristalle  zerstreut.  Um- 
wandlungen spielen  in  diesem  übrigens  frischen  Gestein  nur  eine 
nebensächliche  Rolle,  es  sind  bloß  zu  nennen  Serpentin  nebst 
etwas  Talk  in  untergeordneten  Aggregaten. 

Der  unter  den  Hauptgemengteilen  dominierende  automorphe 
Amphibol  hat  den  Charakter  einer  völlig  farblosen  Hornblende, 
teils  eines  farblosen  Aktinoliths,  welche  gegen  die  beiden  anderen 
Hauptgemengteile  ihre  automorphe  Gestaltung  zur  Geltung  bringen  und 
dadurch    ihre  große  Kristallisationskraft   bekunden.  Die  Kristalle  der 

Fig.  15. 

Basisschnitte  des  Achromait. 


Hornblende  sind  groß  und  ihre  Formen  begrenzt  von  oo  V  (110) 
meist  selbständig  als  dicke,  kurze  und  gedrungene  Prismen  entwickelt, 
kombiniert  mit  oc  P  oo  (100),  wodurch  mehr  oder  weniger  abgeplattete 
Prismen  entstehen  oder  aber  mit  oo  P  oo  (010),  an  den  beiden  Enden 
begrenzt  von  0  P  (001),  oder  keilförmig  zugespitzt,  auch  an  den 
anderen  Kristallen  stumpf  abstoßend;  Spaltbarkeit  sehr  vollkommen 
nach  (110)  durch  feine,  überaus  dichtgedrängte  Spaltrisse  markiert, 
die  sich  unter  >  124-5°  kreuzen,  oft  bis  zur  Feinfaserigkeit  gesteigert, 
grobe  Querabsonderung  nicht  überall,  aber  häufig  sich  bis  zu  Klüftchen 
erweiternd.  Im  Dünnschliff  farblos,  Lichtbrechung  mäßig  n  =  164, 
Doppelbrechung  auffallend  hoch,  und  zwar  in  Schnitten  nach  (010) 
Y  —  a  =  0-030  nach  Maßgabe  der  grünlichgelben,  beziehungsweise 
reingelben  Interferenzfarben  Mitte  IL  Ordnung;  Achsenebene  (010), 
die  Auslöschungsschiefe  c  :  c  wurde  wie  gewöhnlich  im  spitzen  Winkel  ß 
an  zahlreichen  Schnitten  gemessen  und  der  Mittelwert  >  26°  be- 
rechnet. Oftmals  finden  wir  schaligen  Bau  dem  Prisma  folgend :  ein 
schwächer  doppelbrechender  Kern  wird  von  einer  Hülle  mit  stärkerer 
Doppelbrechung  umschlossen,  welche  beide  übrigens  auch  eine  andere 
optische  Orientierung  haben.  Für  diese  eigenartige,  bisher  unbekannte 
Hornblende  erlaube  ich  mir   nach  ihrer  farblosen  Beschaffenheit  und 


[115]    Dor  metamorplie  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Biclcngebirge.       115 

Mangel  an  Pleochroismus  den  Namen  Achromait  (von  or/p<o(j.7.To? 
=  farblos)  der  Kürze  wegen  vorzuschlagen,  um  nicht  jedesmal  alle  ihre 
Merkmale  aufrechnen  zu  müssen.  Die  hohe  Doppelbrechung  des 
Achromaits  verweist  wohl  auf  einen  steigenden  Eisengehalt,  während 
dessen  große  Auslöschungsschiefe  ihn  den  Alkaliamphibolen  näher 
bringt. 

Zwischen  den  Achromaitaggregaten  kommt  vielfach  ein  farbloser 
Aktinolith  vor,  welcher  durch  seine  schlanken  und  langen 
Prismen  ohne  terminale  Flächen  charakterisiert  ist,  die  oft  zu  dünnen 
Nadeln  herabsinken,  häufig  ist  oft  wiederholte  Querabsonderung;  die 
Lichtbrechung  mäßig  n==  1/62,  Doppelbrechung  stark,  jedoch  schwächer 
als  im  Achromait,  sie  ist  auf  (HO)  y — a  =  0*025  nach  Maßgabe  der 
grünblauen  Interferenzfarben ;  Achsenebene  (010),  die  optische  Orien- 
tierung, das  heißt  die  Auslöschungsschiefe  ist  in  zahlreichen  Schnitten 
gemessen  und  der  Mittelwert  >  c:c  —  14°  im  spitzen  Winkel  ß  er- 
mittelt worden.  — 

Als  Einschlüsse  wurden  im  Achromait  und  im  Aktinolith 
gefunden  Olivin-  und  Enstatitreste.  — 

Der  Olivin  ist  wohl  in  großen  Individuen  anwesend,  die  aber  un- 
gemein zerklüftet  sind,  worin  sich  eine  Unmasse  von  Erzen  angehäuft 
hat,  außerdem  sind  die  Olivinformen  durch  Neubildungen,  insbesondere 
Serpentinisierung  zerstört  worden,  durch  Kombination  finden 
wir,  daß  der  Olivin  eine  nach  (100)  stark  flachgedrückte,  nach  der 
& -Achse  gestreckte  Gestalt  besaß.  Im  Schliff  farblos,  jedoch 
einzelne  Individuen  grünlichgelb,  schwach  pleochroitisch,  was  auf 
zunehmenden  Eisengehalt  hinweist.  Schnitte  nach  (100)  besitzen  eine 
grobrissige  Spaltbarkeit  nach  (010)  und  große  Zerklüftung,  ungefähr 
_L  c,  Basisschnitte  besitzen  ebenfalls  grobe  Risse  nach  (010),  zuweilen 
als  offene  Klüfte  erweitert;  oft  drängen  sich  die  Spaltrisse  und  Klüfte 
in  solcher  Menge,  daß  sie  ein  regelloses  und  unentwirrbares  Geäder 
nach  allen  Richtungen  vorstellen  und  dann  zur  Auflösung  in  einen 
Olivingrus  führen.  Infolge  der  hohen  Lichtbrechung  n  —  1'68 
rauhes  und  hohes  Relief,  die  Doppelbrechung  in  Basisschnitten  stark 
Y— a  =  0-036,  bis  herab  ß— «  =  0-017  in  Schnitten  parallel  (100). 

Der  Olivin  umschließt  außer  den  Erzen  Chromit  und  Magnetit, 
automorphe  Kristalle  des  Achromait  und  farblosen  Aktinolith 
in  großer  Zahl  sowie  kleinkristallige  Aggregate  des  Enstatits. 

Der  E  n  s  t  a  t  i  t  bildet  verbreitete  und  innig  verflochtene  Aggregate 
sehr  kleiner  prismatischer  Kristalle,  kurz  leistenförmig  mit  stumpfer 
Endigung  durch  (001);  die  Basisschnitte  sind  annähernd  quadratisch 
oder  gedrungen  rechteckig  mit  sich  kreuzenden  Spaltrissen ;  die  Längs- 
schnitte meistens  parallel  c  ungemein  feinfaserig,  tordiert  und  mehr- 
fach gewunden  als  auch  die  Individuen  miteinander  derartig  parallel 
verflochten,  was  zur  Fluidalstruk  tu  r  der  letzterstarrten  Enstatit- 
aggregate  führt.  Die  für  die  übrigen  Vorkommen  so  charakteristischen 
Verwachsungen  der  großen  Enstatite  mit  Lamellen  des  Diallags  fehlen 
diesen  kleinen  Kristallen,  dagegen  sind  ihnen  in  der  Regel  Lamellen 
des  Ilmenits  parallel  (100)  eingewachsen,  womit  die  Enstatitgeflechte 
im  Schliff  geradezu   überladen   sind,   oft  nimmt   der  Ilmenit  derartig 

15* 


116  Franz  Kretschmer.  [H6] 

an  Masse  zu,  daß  er  schließlich  als  Wirth  erscheint  und  zahlreiche 
Kristalle  des  Enstatits  unischließt. 

In  den  Zwickeln  der  Hauptgemengteile  findet  man  zumeist  den 
Enstatit,  zum  Teil  auch  den  Achromait  zu  Talk  umgewandelt.  Der 
Olivin  unterliegt  nicht  solchem  Zersetzungsprozeß,  wohl  aber  zu 
Serpentin,  der  sich  hinsichtlich  seiner  physikalischen  Eigenschaften 
so  verhält,  wie  auf  -den  übrigen  Peridotiten  unseres  Zuges  und  hier 
übrigens  nur  eine  untergeordnete  Rolle  spielt.  Dagegen  ist  der  Talk 
ungemein  feinschuppig;  die  Form  der  Schuppen  ist  rund,  auch  recht- 
eckig ;  häufig  ist  schaliger  Bau ;  mitunter  sind  die  Blättchen  gekrümmt 
und  gebogen,  auch  gern  strahlig  und  rosettenförmig  aggregiert.  Im 
Schliff  völlig  farblos,  Lichtbrechung  gering  n  ==  T59,  demzufolge 
mangelndes  Relief,  die  Doppelbrechung  hoch,  und  zwar  nach  Maßgabe 
der  dunkelviolettroten  und  hellbläulichen  Interferenzfarben  7 — a  = 
=  0*036  in  Vertikalschnitten,  dagegen  in  Basisschnitten  isotrop;  in 
den  ersteren  Auslöschung  parallel  zu  den  überaus  feinen  Spaltrissen 
|  (001),  die  spitze  negative  Bisektrix  a  steht  _L  auf  (001). 

Was  die  Struktur  und  Ausscheidungsfolge  anlangt,  so 
beobachten  wir,  daß  der  Enstatit  sich  häufig  dadurch  als  letzte  Aus- 
scheidung kundgibt,  weil  er  die  Zwickeln  zwischen  dem  automorphen 
früher  ausgeschiedenen  Achromait  ausfüllt,  also  die  lezterstarrte 
Mesostasis  zwischen  den  beiden  anderen  Hauptkomponenten  bildet. 
Diese  Rolle  fällt  aber  auch  dem  Olivin  zuweilen  zu,  er  enthält  den 
Achromait  in  großen  automorphen  Kristallen  porphyrisch  ausgeschieden, 
die  sich  derartig  häufen,  daß  sie  den  Olivin  verdrängen,  welch  letzterer 
zuletzt  zwischen  dem  ersteren  eingeklemmt  erscheint.  Die  Struktur 
ist  demzufolge  eine  ophi tische,  wie  wir  sie  vom  Trapp,  Diabas 
und  Melaphyr  kennen ;  es  werden  nämlich  Olivin  und  Enstatit  vom 
Achromait  und  Aktinolith  dergestalt  durchschnitten,  daß  erstere  die 
Zwischenklemmungsmasse  bilden.  Uebrigens  ist  die  Struktur  unseres 
Weigeliths  die  allotrio  morph  e  der  Gabbrogesteine  mit  gegensei- 
tiger Durchwachsung  von  Amphibol,  Olivin  und  Enstatit  sogenannte 
Implikationsstruktur,  'welche  zeitlich  sehr  nahe  beieinander 
liegende  Ausscheidungsfolge    für  den  Olivin  und  Enstatit  bedingt.  — 

Weigelith  (Amphibol- Enstatit- Peridotit)  am  Westabhang  des  Weigels- 
berges  bei  Weigelsdorf 

Das  zweite  Vorkommen  von  Weigelith  liegt  ebenfalls  auf  dem 
breitgewölbten  Weigelsberge,  jedoch  am  Westabhang  und  man  erreicht 
diese  Lokalität  am  kürzesten  Wege,  wenn  man  von  der  Graupatal- 
straße  (unterhalb  Mähr.-Altstadt),  auf  jenem  Feldwege  nächst  der 
sogenannten  Krockereibrücke  abzweigt,  welcher  auf  den  Weigelsberg 
führt;  hier  stößt  man  bei  ungefähr  0-5  km  Entfernung  zuerst  im 
Wege  auf  Weigelithblöcke,  sodann  links  in  den  Aekem  auf  zahlreiche 
„Steinrücken",  wo  große  Blöcke  desselben  Gesteins  gefunden  werden, 
sowie  in  der  Ackerkrume  daselbst  zahlreiche  rundliche  Felshöcker 
von  anstehendem,  am  Ort  gewachsenen  Weigelith  zutage  treten.  Nach 
der  Verteilung  dieser  Funde  ist  man  zu  der  Annahme  berechtigt, 
daß  unser  neuartigerPeridotiteine  stockförmige,  nach 


[1171     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      H7 

dem  allgemeinen  Streichen  nach  1  h  längsgestreckten 
Felskörper  bildet  von  ungefähr  150  w  Länge  und  120  m  Breite. 
Derselbe  durchbricht  daselbst  jene  Zone  von  vorherrschenden  Gneis- 
glimmerschiefer, der  als  das  mächtigste  Glied  der  kontaktmeta- 
morphen  Schieferhülle  des  großen  metamorphen  Dioritgabbro- 
ganges  anzusehen  ist,  welche  daselbst  in  seinem  Liegenden  eine  gegen 
Nord  stetig  weitere  Verbreitung  annehmen,  und  zwar  steht  der  Durch- 
schlagsschlott  auf  dem  das  Eruptivgestein  emporgekommen,  von  dem 
gedachten  Gange  17  hm  entfernt. 

Der  Weigelith  ist  auch  in  dieser  Lokalität  größtenteils 
frisch  erhalten,  die  Serpentinisierung  ist  nur  an  seiner  Ober- 
fläche weiter  fortgeschritten ;  makroskopisch  und  mit  Hilfe  des 
binokularen  Mikroskops  wurden  daran  folgende  Beobachtungen  ge- 
macht: 

Der  Enstatit  ist  dadurch  ausgezeichnet,  daß  er  fast  durch- 
wegs in  Zwillingen  ausgebildet  ist,  einfache  Individuen  verhältnis- 
mäßig selten  sind.  Es  sind  teils  herz-  und  knieförmige,  teils  knäuel- 
artige und  sternförmige  Zwillingsverwachsungen,  wie  solche  durch 
die  umstehende  Abbildung  (16)  dargestellt  werden,  und  zwar  herz- 
förmige Zwillinge  nach  P  06  (011),  deren  Achsen  unter  3C  c  :  c  = 
=  60°  48'  geneigt  erscheinen ;  ferner  knäuelartige  und  sternförmige 
Durchwachsungen  nach  der  Zwillingsfläche  2/3  ?  ^o  (023),  wobei 
c  :  c'  =  42°  44'  und  endlich  Kniezwillinge  nach  der  Fläche  i/s  P  06 
(043),  in  welchem  Falle  c  :  c'  ■—  76°  4' ;  indem  mehrere  dieser  Zwillings- 
gesetze zusammentreten,  entstehen  völlige  Kristallstöcke.  —  Die 
Einzelindividuen  sind  zumeist  5  —  7  mm  lang  und  2  mm  dick,  also  im 
Verhältnis  zu  einigen  der  anderen  Vorkommen  klein;  sie  sind  begrenzt 
von  qc  P  oo  (100).  co  P  oo  (010),  seltenen  und  kleinen  oo  P  (110); 
ferner  da  und  dort  terminale  Flächen  P  2  (122)  mit  dachförmiger 
Zuschärfung  oder  bloß  o  P  (001);  ausgezeichnete  Spaltbarkeit  nach 
(110),  wodurch  eine  Faserung  hervorgerufen  wird,  als  ob  dünne  Stengel 
parallel  c  miteinander  verwachsen  wären,  sehr  häufig  macht  sich  voll- 
kommene Spaltbarkeit  nach  (001)  durch  dichtgedrängte  Spaltrisse 
gleich  jenen  nach  (110)  bemerkbar;  oft  liegt  diese  Spaltbarkeit  flach 
domatisch  und  danu  schwach  geneigt  gegen  c.  Auf  der  sehr  deutlichen 
Hauptablösungsfläche  nach  (100)  liegt  allgemein  starker  Perlmutter- 
glanz, der  sich  bis  zum  Metallglanz  steigert;  auf  einem  anderen  Teil 
dieser  Enstatite  liegt  ein  bronze farbiger  metallartiger  Schiller, 
welche  wohl  einem  eisenreicheren  Mischungsgliede,  und  zwar  dem 
Bronzit  beizuordnen  sind. 

Ein  Teil  der  Enstatitkristalle  =  Knäuel  und  Sterne,  ist  in  einer 
mehr  oder  weiter  fortgeschrittenen  Umkristallisation  zu  einen  grasgrünen 
Amphibol  begriffen,  der  später  im  Dünnschliff  u.  d.  M.  als  Ak ti- 
li olith  bestimmt  wurde,  welcher  Prozeß  entweder  ganze  Individuen 
oder  nur  einzelne  Stengel  des  Enstatits  erfaßt  hat.  Durch  Zunahme 
dieser  Strahlstein-Aggregate  und  deren  fortschreitende  Verdichtung 
wird  endlich  ein  dem  Nephrit  ähnliches  Gesteinsgewebe  mit  gleich- 
großer Verbandsfestigkeit  herausgebildet.  Ein  großer  Teil  des  Aktino- 
lithes  entpuppte   sich    alsdann   später    im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  als 


118 


Franz  Kretschmer. 


IS] 


Fig.  16 

Enstatitzwillinge  im  Weigelith. 

Kniezwilling  nach  4/s  Poo    (043).  Zwilling  nach  Päo    (011). 

^  P5  (122) 


Serpentinisierte  Enden. 


o^rTTTTTTTI 

nS^Ss— tX 

VXS\        ._ 

x/ 

oP(00l) 


Zwilling  nach  2/s  P»    (023). 


Sternförmiger  Zwilling. 


Trigonaler  Drilling  nach  (011). 


[1191     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      119 

jene  neuartige  Hornblende,  welche  wir  bereits  im  Weigelith  von  Ebers- 
dorf kennen  lernten  und  Achromait  benannten. 

An  Menge  gegenüber  dem  Enstatit  zurücktretend,  finden  wir 
u.  d.  binok.  M.  zahlreiche  Olivin e  in  größeren  Kristallen  und 
gerundeten  Körnern  in  dem  Enstatit-Aktinolithgewebe  verteilt;  derselbe 
ist  teils  farblos  bis  gelblichgrün,  durch  Verwitterung  zitronengelb,  voll- 
kommen spaltbar  nach  (010),  weniger  vollkommen  nach  (100),  er  zeigt 
als  Folge  seiner  Zerklüftung  häufig  den  schon  wiederholt  beobachteten 
Zerfall  in  ein  kleinkörniges  Aggregat,  daß  dann  um  so  leichter  im 
Serpentin  aufgeht,  wobei  sich  im  Anfangsstadium  zwischen  den  Olivin- 
körnchen  der  Serpentin  auf  Adern  hineinzieht.  Die  zwischen  die  Enstatit- 
und  Amphibolkristalle  eingeklemmten  größeren  Olivine  werden  seitens 
der  ersteren  wiederholt  durchschnitten,  so  daß  davon  schließlich  nur 
Zwickel  übrigbleiben,  was  zur  In  tersertalstruktur  führt.  — 

Die  Menge  des  Magnetis  im  Weigelith  ist  größeren  Schwan- 
kungen unterworfen,  in  der  feinstrahligen  und  feinkörnigen 
Varietät  ist  sie  gering,  demzufolge  diese  auch  nur  eine  schwache 
Reaktion  auf  die  Magnetnadel  ausübt  und  bloß  einfachen  Magnetismus 
zeigt,  dagegen  läßt  die  grobkörnige  Varietät  polaren  Magnetis- 
mus von  großer  Intensität  deutlich  erkennen,  derselbe  wirkt  retak- 
torisch,  an  dem  einen  Ende  negativ,  an  dem  anderen  positiv,  weshalb 
man  auf  die  Anwesenheit  größerer  Mengen  von  Magnetit  schließen 
kann,  und  in  der  Tat  ist  die  Menge  des  im  Serpentin  eingesprengten 
Magnetits  sehr  bedeutend,  wie  ich  mich  u.  d.  binok.  M.  überzeugte, 
er  ist  in  groben  Körnern  und  zahllosen  größeren  Kristallen  der  Formen 
oo  0  od  (100)  und  0  (111)  überall  gegenwärtig.  Daß  die  Menge  des 
Magnetits  mit  der  fortschreitenden  Serpentinisierung  steigt,  ist  leicht 
begreiflich,  weil  das  im  Enstatit  und  den  Amphibolen  anwesende  FcO 
gleichzeitig  mit  der  Serpentinisierung  zu  Fe3  04  umkristallisiert. 

Der  Serpentin  im  Weigelith  besitzt  ganz  dieselben  morpho- 
logischen und  physikalischen  Eigenschaften,  wie  wir  sie  an  den  übrigen 
Vorkommen  kennen  lernten.  Der  Serpentin  erfaßte  sowohl  den  Olivin 
als  auch  den  Enstatit;  oft  sind  Kristalle  des  letzteren  frisch  erhalten, 
jedoch  an  dem  einen  Ende  bereits  zu  Serpentin  geworden ;  ebenso 
häufig  ist  vollständige  paramorphe  Umwandlung  der  Enstatitkristalle 
in  schwarz-  und  ölgrünen  Serpentin  mit  Erhaltung  ihrer  Textur.  Der 
Serpentin  durchzieht  den  Weigelith  regellos  in  schwachen  Adern ; 
Regenerationen  des  dichten  Serpentins  in  Form  von  Chrysotil 
und  Asbest  auf  Klüftchen  und  Spältchen  kommen  nur  spärlich  vor. 
Daß  sich  der  Enstatit  in  dem  einen,  und  zwar  vorwiegenden  Falle  zu 
Aktinolith  umwandelt,  dagegen  in  dem  anderen  untergeordneten  zu 
Serpentin  wird,  läßt  auf  einen  CaO haltigen  Enstatit  schließen. 

Auf  verwitterter  Oberfläche  des  Weigeliths  tritt  die 
Mikrostruktur  des  Serpentins  deutlicher  hervor,  es  ist  vorwaltend  die 
bekannte  Maschenstruktur  des  Olivinserpentins,  dessen  Netzschnüre 
aus  angereihten  Magnetitkörnern  und  Kristall chen  bestehen,  während 
die  Maschen  selbst  durch  schneeweißen  Leukophit  ausgefüllt  er- 
scheinen. Das  Endresultat  dieser  Verwitterungserscheinung  ist  ein 
schneeweißer  Leukophit,  dessen  amorphe  Sphäroide  stets  von  einer 
Magnetitschale  umhüllt  werden. 


120  Franz  Kretschmer.  [120] 

Dünnschliffanalyse  des  Weigeliths  von  Weigelsdorf. 

Die  makroskopische  Beobachtung,  daß  sich  das  Gestein  noch  in 
einem  frischen  Erhaltungszustand  befindet,  wird  auch  im  Dünnschliff 
u.  d.  P.  M.  bestätigt,  Serpentinisierung  hat  nur  in  sehr  beschränktem 
Maße  stattgefunden,  daher  der  Serpentin  in  diesem  Falle  nur  zu  den 
Nebengemengteilen  gezählt  werden  kann.  An  der  Zusammensetzung 
dieses  Gesteins  beteiligen  sich  als  Hauptgemengteile :  Hornblende, 
Aktinolith,  Enstatit  und  Olivin,  welche  alle  im  Schliffe  farblos 
erscheinen  und  der  Olivin  größere  Mengen  von  reihenförmig  ausge- 
schiedenen Magnetit  umschließt.  Wir  wollen  uns  nun  die  Haupt- 
gemengteile näher  ansehen : 

Die  im  Handstück  smaragdgrüne,  im  Schliff  völlig  farblose 
Hornblende  ohne  jeglichen  Pleochroismus,  ist  teils  als  längere, 
teils  kürzere  Prismen  ausgebildet,  begrenzt  von  co  7^  (110)  und  ooPoo 
(100),  terminal  dachförmig  oder  aber  ausgefasert;  ausgezeichnete 
Spaltbarkeit  parallel  (110),  häufige  Querabsonderung  senkrecht  c;  in 
einzelnen  größeren  Individuen  macht  sich  auch  vollkommene  Spalt- 
barkeit noch  (001)  mit  groben  Spaltrissen  geltend;  Zwillingsbildungen 
noch  (100)  sehr  verbreitet,  wobei  2  und  3  Teilindividuen  zu  einem 
Sammelindividuum  zusammentreten.  Lichtbrechung  mittelhoch,  Doppel- 
brechung stark,  und  zwar  nach  Maßgabe  der  orangeroten  und  braun- 
gelben Interferenzfarben  y— «  =  0-030  auf  (010)  bis  0-016  auf  (100), 
Achsenebene  ist  (010),  die  optische  Orientierung  ist  <  c  :  c  =  22°  im 
spitzen  3C  ß.  Dieser  Amphibol  gehört  somit  zum  Achromait,  den 
wir  bereits  aus  dem  Weigelith  von  Ebersdorf  her  kennen ;  derselbe 
ist  nach  seiner  automorphen  Gestaltung  und  nach  seinem  sonstigen 
Verhalten  sicher  primärer  Entstehung. 

Der  neben  der  farblosen  Hornblende  mit  vorkommende  gleich- 
falls farblose  Aktinolith  ist  durch  seine  ungewöhnlich  langen  und 
schlanken  sowie  quer  abgesonderten  Prismen  charakterisiert,  terminal 
lanzettförmig  zugespitzt,  schilfig,  stengelig  aggregiert  und  vollkommen 
spaltbar  noch  <x>  P  (110)  markiert  durch  überaus  feine  Spaltrisse, 
Zwillinge  nach  (100)  häufig;  seine  Lichtbrechung  ist  mäßig  n  =  T62, 
die  Doppelbrechung  stark,  und  zwar  nach  Maßgabe  der  grünen  und 
blauen  Interferenzfarben  y— a  =  0-026  auf  (010)  bis  Y~ß  =  0020  auf 
(100);  Achsenebene  ist  (010)  die  optische  Orientierung,  d.  h.  die 
Auslöschungsschiefe  in  mehreren  Schnitten  gemessen,  ergab  als  Mittel- 
wert <  c  :  c  =  14°  im  spitzen  Winkel  ß.  —  Der  Aktinolith  ist  zweifel- 
los sekundär  aus  dem  Enstatit  entstanden,  und  zwar  erfolgte 
die  Umwandlung  allmählig  von  innen  nach  außen,  so  daß  der  Kern 
bereits  Aktinolith,  die  Hülle  noch  aus  Enstatit  besteht;  oder  wir 
können  die  lamellare  Durchdringung  von  Enstatit  mit  Akti- 
nolith beobachten;  oft  ist  der  Kristall  an  einem  Ende  noch  Enstatit, 
am  anderen  Ende  bereits  zu  Aktinolith  geworden.  Was  jedoch  unser 
besonderes  Interesse  fesselt,  ist  die  Tatsache,  daß  wir  außerdem  in 
den  langgestreckten  prismatischen  Kristallen  des  Aktinoliths  die 
Diallaglamelleo  des  Enstatits  wiederfinden,  welche  den 
nachhaltigsten  Widerstand  der  Amphibolitisierung  entgegensetzen.  Daß 
es  sich  tatsächlich  um  Diallaglamellen  handelt,    beweist  die  verschie- 


[121]     0er  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       121 

dene  Auslöschungsschiefe,  welche  im  Aktinolith  c  :  c  =  14°  im  spitzen 
Winkel  ß,  beim  Diallag  -=£  c  :  c  =  43°  im  stumpfen  Winkel  ß  beträgt. 
Die  Auslöschung  des  monoklinen  Pyroxens  erfolgt  für  zwei  alternie- 
rende Lamellen  gleichzeitig,  was  durch  ihre  Zwillingsstellung 
bedingt  ist.  Bei  der  in  Rede  stehenden  Umwandlung  hat  sich  der 
Aktinolith  die  langprismatische  Gestalt  des  Enstatits  bewahrt;  derselbe 
gehört  wohl  nach  seiner  Entstehung  zu  den  pneumatolytischen  Nach- 
und  Umbildungen.  — 

Die  in  größerer  Zahl  im  Gestein  vertretenen  Olivin  e  (siehe 
Fig.  17)  sind  teils  große  unregelmäßige  Individuen  ohne  kristallo- 
graphische  Begrenzung,    teils    weist   ihre    allgemeine   Gestalt   auf  die 


Fig.  17. 

Großer  Olivin  nach  (100)  aus  Weigelith. 


Kombination  ooPoo  (luO)  .  oo  P  »  (010)  und  2  Pro  (021)  hin,  welche 
in  der  Regel  infolge  Maschenstruktur  in  eine  große  Menge  frisch  er- 
haltener kleiner  Olivinkörner  aufgelöst  sind,  zwischen  welch  letzteren 
sich  die  Magnetitschnüre  und  querfaseriger  Chrysotil  hindurch- 
ziehen. Aus  der  Anordnung  der  Maschen  erkennen  wir,  daß  der 
Olivin  vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (010)  und  eine  weniger  an- 
haltende nach  (100)  besitzt;  außerdem  bemerkt  man  zahlreiche  grobe 
Quersprünge,  welche  Zerklüftung  bei  fortgesetzter  Serpentinisierung 
sich  immer  dichter  verästet.  Der  Olivin  ist  im  Handstück  gelbgrün, 
im  Schliff  farblos,  seine  Lichtbrechung  ist  stark,  daher  deutliches 
Relief  und  runzelige  Oberfläche  sowie  dunkle  Ränder  auch  der  frischen 
Olivinkörner,  die  Doppelbrechung  ist  stark  y — «  =  0036,  daher  die 
Interferenzfarben  dunkelviolettrot  und  lebhaft  orangegelb  bis  orange 
II.  Ordnung  in  Basisschnitten,  dagegen  auf  (100)  und  (010)  wesentlich 
niedrigere  Exponenten  mit  gelben  und  grauen  Interferenzfarben  am 
Anfang    I.  Ordnung;    Achsenebene   ist   (001),    die    Brachydiagonale  a 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)    16 


122  Franz  Kretschmer.  [122] 

spitze  Bisektrix  und  optische  Achse  c,  es  ist  demnach  die  optische 
Orientierung  a  =  c,  b  =  a,  c  =  b,  daher  der  Olivin  optisch  positiv. 
—  Außerdem  ist  an  unserem  Olivin  magmatische  Korrosion 
deutlich  zu  beobachten,  die  Kristalle  erscheinen  jedoch  lediglich  an 
der  Peripherie  mehr  oder  weniger  wieder  aufgelöst,  also  diese  Er- 
scheinung nicht  jene  Intensität  erreicht,  wie  wir  sie  am  Enstatit  der 
anderen  Vorkommen  sehen. 

Als  Einschlüsse  des  frischen  Olivins  sind  anzuführen: 
langleistenförmige  Kristalle  des  Enstatit,  und  zwar  teils  homogen,  teils 
mit  Diallaglamellen  verwachsen,  gleichwie  solche  von  dem  oben 
beschriebenen  Aktinolith,  welche  den  Olivin  spitzeckig  durchscheiden. 

Der  im  Schliff  völlig  farblose  Enstatit  zeigt  speziell  in  diesem 
Gestein  automorphe  Gestaltung,  wie  seine  mannigfaltigen  ma- 
kroskopisch beobachteten  Formen  lehren,  welche  auch  zum  Teil 
u.  d.  P.  M.  bestätigt  werden;  seine  langgestreckten  dünnen  pinakoi- 
dalen  Prismen  sind  im  Dünnschliff  dominierend,  die  meist  an  den 
Enden  pyramidal  begrenzt  oder  aber  büschelig  ausgefasert  sind,  außer 

Fig.  18. 

Basisschnitte  des  Enstatit. 


(iio)  iXxywsAJ  (0I°) 

(100) 

dem  herrschenden  (100) .  (010)  kommt  hier  auch  oo  P  (110)  selb- 
ständig vor,  was  selten;  mit  ausgezeichneter  prismatischer  Spaltbarkeit 
und  Teilbarkeit  nach  (100)  (siehe  obenstehende  Skizze,  Figur  18), 
welche  zusammen  die  Feinfaserigkeit  bedingen,  häufig  wiederholt  ist 
Querabsonderung  senkrecht  c,  markiert  durch  grobe  Spaltrisse.  Die 
Licht-  und  Doppelbrechung  ist  genau  dieselbe,  wie  wir  sie  beim  En- 
statit der  Marchite  und  Lherzolithe  auf  unserem  Zuge  festgestellt 
haben.  Genau  wie  in  den  letzteren  beobachteten  wir  auch  im  vorlie- 
genden Gestein,  daß  neben  dem  homogenen  Enstatit  auch  eben- 
so viele  Schnitte  durch  die  gesetzmäßige  lamellare  Verwachsung 
mit  D  i  a  1 1  a  g  ausgezeichnet  erscheinen,  welche  vielfach  wiederholt 
parallel  (300)  in  Zwillingsstellung  eingeschaltet  sind,  wobei  diese  Diallag- 
lamellen in  Schnitten  nach  (10O)  durch  ihre  stärkere  Doppelbrechung 
und  in  solchen  nach  (010)  durch  die  schiefe  Auslöschung  <  c  :  c  =  43° 
im  stumpfen  Winkel  ß  leicht  zu  unterscheiden  sind. 

Der  Titanit  ist  nur  ein  untergeordneter  Gemengteil  auf  ein- 
zelne Kristalle  und  Körner  beschränkt  und  gewöhnlich  im  Enstatit 
eingeschlossen,  welche  teils  unregelmäßige,  teils  sprtzrhombische  und 
rechteckige  Querschnitte  darbieten,  mit  zu  den  Umrißlinien  nicht 
parallelen  Spaltrissen,  charakterisiert  durch  hohe  Licht-  und  Doppel- 
brechung,  welche   zwischen  X  Nicols   die    irisierenden  matten  Inter- 


[123]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       123 

ferenzfarben  hoher  Ordnungen  hervorbringt.  Im  Inneren  dieser  Titanite 
bemerken  wir  opake  Körnchen  und  eine  braune  Bestäubung,  welche 
wohl  auf  1 1  m  e  n  i  t  als  Ursprungsmineral  hinweist.  Die  sonst  dem 
Enstatit  eingeschalteten  Ilmenitlamellen  fehlen  diesem  Vorkommen 
gänzlich  Der  Magnetit  ist  in  denjenigen  Olivinen,  worin  die 
Serpen  tinisierung  im  Anfangsstadium  steht,  sekundär  in  Form  von 
Schnüren,  Balken  und  zusammenhängenden  Aggregaten  in  großer  Menge 
ausgeschieden. 

Die  Struktur  unseres  Gesteines  ist  wesentlich  eine  ophi tische. 
Der  Achromait  durchschneidet  leistenförmig  die  Olivine  und  zum 
Teil  auch  die  Enstatitaggregate ;  außerdem  scharen  sich  die  Achro- 
maite  derartig  zusammen,  daß  sie  den  Olivin  rings  einschließen  oder 
der  Olivin  nur  auf  die  dreieckigen  Zwickel  zwischen  den  Amphibolen 
beschränkt  bleibt,  demzufolge  die  Struktur  der  ophitischen  bei  Trapp, 
Diabas  und  Melaphyr  vollständig  gleichwertig  ist,  mit  der  Ausschei- 
dungsfolge Achromait,  Enstatit,  zuletzt  Olivin.  Diese  Struktur  läßt 
keinen  Zweifel  darüber  aufkommen,  daß  unsere  Weigelithe  eruptiver 
Natur  sind.  — 

Umwandlungserscheinungen  am  Weigelith. 

Diese  erscheinen  von  den  bisher  betrachteten  Gesteinen  auf 
unserem  Zuge  wesentlich  verschieden  und  bewegen  sich  nach  zwei 
Richtungen,  und  zwar  hauptsächlich  zur  Strahlsteinbildung, 
untergeordnet  auch  nach  dem  Serpentin. 

Eine  nicht  häufig  auftretende,  jedoch  nur  u.  d.  P.  M.  konstatierte 
Umwandlung  des  Olivins  und  des  Enstatits  vollzieht  sich  in  der  Weise, 
daß  es  zur  Ausscheidung  rhomboedrischer  Karbonate  kommt,  und 
zwar  in  meist  größeren  und  unregelmäßigen  Körnern  und  verzahnten 
Aggregaten,  die  wohl  dem  Magnesit  angehören.  Derselbe  ist  im 
Schliff  völlig  farblos,  die  Lichtbrechung  ist  für  den  Strahl  w  =  1*7, 
für  den  Strahl  e—  1*5,  die  Doppelbrechung  ist  sehr  hoch  y — a  =  0  20- 
demzufolge  die  in  diesem  Falle  lebhaft  grünen  und  purpurnen  Inter, 
ferenzfarben  hoher  Ordnung;  vollkommen  spaltbar  nach  R  (1011)  mit 
gedrängten  und  anhaltenden  Spaltrissen,  jedoch  keine  Zwil- 
lingsbildung, ferner  liegt  die  Auslöschung  parallel  zu  den  Spalt- 
rissen. Zahlreiche  Eins  ch  lüsse  im  Magnesit,  sowohl  des  Olivins, 
als  auch  homogenen  Enstatit,  sowie  lamellaren  Enstlatit- 
Diallags  belehren  uns  über  den  Verlauf  der  Umwandlungsvorgänge, 
denen  wir  die  Anwesenheit  des  Magnesits  unter  den  Uebergemengteilen 
zu  danken  haben. 

Dagegen  beginnt  die  normale  Umwandlung  der  großen  Olivine 
mit  der  sekundären  Abscheidung  des  Magnetits,  der  auf  Spaltrissen 
und  Klüften  des  Olivins  die  bekannten  Netzschnüre  und  Balken  im 
Serpentin  liefert  oder  sich  zu  großen  Körnerhaufen  sammelt.  Die 
Serpentinisierung  ist  in  diesem  Gestein  auch  mikroskopisch  nur 
auf  wenige  unregelmäßige  Streifen  beschränkt  und  ergreift  nach  den 
großen  Olivinen  zum  Teil  auch  die  Enstatite.  Der  Serpentin  ist 
im  reflektierten  Licht  olivgrün,  im  transmittierten  farblos  und  dessen 
Anfangsstadium   dadurch  charakterisiert,   daß    derselbe   zunächst  den 

16* 


124  Franz  Kretscliuier.  [1241 

groben  Spaltrissen  und  der  regellosen  Zerklüftung  im  Olivin  folgt; 
er  ist  ein  querfaseriger  Mikrometaxit,  der  zahllose  vielverzweigte 
Aeste  darin  bildet,  fast  immer  mit  einer  Magnetitschnur  im  Kern, 
was  zur  typischen  Maschenstruktur  führt.  Durch  solchen  Prozeß  werden 
die  großen  Olivine  in  ein  Aggregat  sehr  vieler  noch  frischer  Körner 
zerteilt,  welche  aber  nach  ihrer  gleichen  Orientierung  als  zusammen- 
gehörig leicht  erkannt  werden.  Selten  kommt  es  zu  ausgebreiteten 
Serpentinpartien,  die  sich  zu  Streifen  und  Striemen  ordnen,  solche 
mehr  oder  weniger  dicht  gestrickt  erscheinen,  worin  mitunter  noch 
Reste  frischer  Olivinkörner  und  Enstatitsten  gel,  beziehungs- 
weise Prismen,  nebst  solchen  von  lam  eil  arem  Enstatit- Diallag 
als  Einschlüsse  in  dem  Maschengewebe  von  Serpentin  umherliegen 
und  eine  beredte  Sprache  für  die  stattgehabten  sekundären  Um- 
kristallisationen  führen. 

Ein  kleiner  Teil  der  sonst  unversehrten  Hornblende-  und  Akti- 
nolithaggregate  läßt  lokal  eine  auffällige  Trübung  wahrnehmen,  welche 
sich  als  Folge  ihrer  Umwandlung  in  stark  doppelbrechenden  Talk 
darstellt.  — 

Verf.  hat  an  Ort  und  Stelle  große  Weigelithblöcke  gefunden, 
die  wohl  äußerlich  mit  einer  dicken  Serpentinrinde  überzogen  waren, 
deren  Hauptmasse  im  Innern  jedoch  völlig  in  ein  filzigfaseriges 
Gewebe  von  grau-  und  laue h grünem  Strahlstein  nebst  se- 
kundär ausgeschiedenem  Kalzit  umgewandelt  erschien  und  das  einen 
nephritischen  Charakter  besaß,  womit  auch  die  überaus  große 
Zähigkeit  und  Verbandsfestigkeit  solchen  Strahlsteinfelses  im 
Zusammenhange  steht.  — 

Nach  vollendeter  Metamorphose  zeigen  viele  Handstufen  ein 
parallelfaserig  gewundenes  und  welliges  Gewebe,  be- 
stehend aus  abwechselnden  Faserbüscheln  von  grasgrünem  Aktin olith 
(Strahlstein)  und  seidenglänzendem  feinhaarigem  Amphibolasbest, 
worin  sich  noch  da  und  dort  spärliche  Ueberreste  des  Ursprungs- 
gesteins blicken  lassen ;  oder  diese  Neugebilde  erscheinen  als  ein 
verworrenstengliges  und  diver gentstrahliges  Gewebe 
von  grau-  und  lauchgrünem  Aktinolith  mit  farblosem  Tremolit, 
beide  Mineralien  sind  an  dem  charakteristischen  Amphibolprisma  von 
124 Vi0  leicht  erkennbar,  auch  darin  sind  spärlich  Serpentin  und  Ueber- 
reste des  Ursprungsgesteins  enthalten ;  mitunter  scheinen  die  diver- 
genten, von  einem  Zentrum  radial  ausstrahlenden  Aktinolithaggregate 
aus  prismatischen  Stengeln  zusammengefügt,  welche  25 — 30  mm  groß 
gewachsen  sind.  Solche  schöne  Strahlsteine  verdienen  in  jeder 
Sammlung  einen  Platz;  niemand  wird  jedoch  eine  Ahnung  davon 
haben  —  daß  sie  aus  dem  natürlichen  Zusammenvorkommen  heraus- 
gerissen —  von  dem  Weigelith,  beziehungsweise  Enstatit  abstammen, 
denn  nichts  erinnert  mehr  an  den  ursprünglichen  Mineralbestand. 

Im  hohen  Grade  charakteristisch  sind  diese  Erscheinungen  an 
solchen  Stufen,  welche  aus  olivinreichem  Weigelith  hervorge- 
gangen sind  und  sich  demzufolge  als  ein  eigenartiges  Gemenge  von 
divergentstrahligem  Aktinolith  nebst  krummfaserigem  Amphibol- 
asbest (beide  nach  Enstatit)  und  schwarzgrünem  Serpentin  (nach 
Olivin)  darstellen.     Der  letztere  verwittert   oberflächlich   zu  Leuko- 


[125]     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       125 

phit,  dadurch  die  typische  Maschenstruktur  des  Olivinserpentins  mit 
ihren  Magnetitschnuren  schon  makroskopisch  zum  Ausdruck  kommt. 
Auch  der  Strahlstein,  beziehungsweise  dessen  Asbest  umschließt 
größere  Ilmenit-  beziehungsweise  Magnetitkörner,  welche  gern  limo- 
nitisieren.  — 

In  dieser  Reihe  sekundärer,  neugebildeter  Mineralien  und  Ge- 
steine fehlt  auch  der  Chloritschiefer  nicht,  welcher  durch  seine 
Weichheit  auffällt ;  er  ist  zusammengesetzt  aus  einem  kleinschuppigen 
Aggregat  von  Chlorit  und  Talk,  darin  häufig  spärliche  Reste  von 
dichtem,  muschligbrechendem  Serpentin,  eingesprengt  mit 
Magnetit  nebst  seltenem  Rutil,  in  der  schuppigen  Chlorittalkmasse 
regellos  verteilt  sind;  sie  belehren  uns  über  die  Abstammung 
dieses  Chloritschiefers  vom  Serpentin  fei  s. 

Diese  mannigfaltigen  Umwandlungsprodukte  des  Weigeliths  er- 
innern in  vielfacher  Beziehung  an  die  Topfsteinstöcke,  beziehungs- 
weise, deren  peripherische  Schalen  in  der  Umgebung  von  Zöptau, 
welche  ebenfalls  von  ultrabasischen  Pyroxeniten,  beziehungsweise 
Amphibololiten  abstammen  1).  Sowie  dort,  müssen  wir  auch  hier  am 
Weigelsberge  diese  durchgreifende  Gesteinsmetamorphose  auf  post- 
eruptive Prozesse  zurückführen,  und  zwar  zunächst  auf  pneumatoly- 
tische  Einwirkungen,  welche  ihre  Tätigkeit  noch  lange  Zeit  nach  der 
Eruption  fortgesetzt  haben ;  schließlich  waren  es  Thermalquellen  und 
deren  Dämpfe,  welche  das  Werk  der  Hydration  und  Oxydation  des 
Weigeliths  vollendeten.  — 

Eine  vollständige  chemische  Analyse  von  dem  Weigelith 
(Amphibol-Enstatit-Peridotit)  liegt  leider  nicht  vor,  man  beschränkte 
sich  lediglich  darauf,  in  den  Stufen  jener  grobkörnigen  Varietät  des 
Weigeliths,  welche  außerordentlich  stark  auf  die  Magnet- 
nadel r et r aktorisch  einwirken,  die  Menge  des  Eisens  zu 
bestimmen  und  fand  darin  : 

Gewichtsprozente 

Eisenoxyd 6*76 

Eisenoxydul 2*64 

Zusammen     .     .     .     940 

was  einem  Gehalt  an  Magnetit  von  8-52°/o  entspricht,  während  der 
Rest  von  Fc2  03  =  O880/o  an  Ilmenit  gebunden  ist.  — 

Am  Westabhang  des  Weigelsberges  tritt  in  dem  bisher  betrach- 
teten normalen  Weigelith  noch  ein  monokliner,  diallagähnlicher 
Pyroxen  hinzu,  welcher  stellenweise  derartig  zunimmt,  daß  ihm  die 
Rolle  eines  wesentlichen  Gemengteils  zufällt.  Das  Gestein  enthält 
hauptsächlich  Hornblende  und  Aktinolith,  nebst  spärlichem 
unversehrt  gebliebenem  Enstatit  und  Oliv  in,  welch  letzterer  von 
den  beiden  ersteren  nach  allen  möglichen  Richtungen  quer  durchsetzt 
wird,  während  der  Olivin  mit  dem  Diallag  innig  verwachsen  erscheint. 
Es  ist  nicht  ausgeschlossen,  daß  der  Diallag  sich  auf  Kosten  des  Olivins 


*)  Fr.  Kretschmer:    Das  metamorphe  Diorit-    und    Gabbromassiv  in    der 
Umgebung  von  Zöptau.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1911,  61.  Bd.,   pag.  115—136. 


126  Franz  Kretschmer.  [1 26] 

gebildet  hat,  denn  wo  der  letztere  abnimmt,  wird  er  durch  Diallag 
ersetzt,  welcher  sich  daselbst  in  Zunahme  befindet.  —  Der  letztere 
ist  mit  graugrüner  Farbe,  durchsichtig,  hat  ein  kleinblättriges  Gefüge 
parallel  der  Fläche  vollkommener  Teilbarkeit  (100)  mit  starkem  Perl- 
mutterglanz, was  auf  den  Bruchflächen  des  Gesteins  einen  halbmetal- 
lischen Schiller  bedingt.  — 

In  diesem  Gestein  hat  die  Serpentinisierung  im  höheren  Grade 
um  sich  gegriffen,  womit  die  größere  Menge  des  sekundären,  nest- 
förmig  ausgeschiedenen  Chromits  im  Zusammenhange  steht,  der 
wohl  aus  dem  Clirom-  und  Eisengehalt  des  Olivins  herstammt.  Das 
Gestein  wäre  also  nach  diesem  allerdings  nur  makroskopischen  Unter- 
suchungs- Ergebnis  als  ein  halbserpentinisierter  diallag- 
führender  Weigelith  zu  bezeichnen.  — 

Nach  dem  auf  den  dortigen  Steinhalden  umherliegenden  Material 
zu  schließen,  wird  der  Weigelith  von  Weigelsdorf  gleich  wie  der 
Lherzolith  am  Zdiarberg  von  Pegmatit-  und  Plagiaplitgängen 
durchtrümmert;  dieselben  führen  neben  farblosem  bis  grünlichweißem 
Muskovit  in  Nestern  akzessorisch  gelbgrünen  Malakolith  in  Körnern, 
nebst  olivgrünem  Biotit  und  spärlichem  Ilmenit  in  wunderlichen  schlak- 
kigen  Gestalten. 

Der  Marchitserpentin  vom  „Steinbüschel"  bei  Kratzdorf. 
(Enstatit— Diopsid  —  Serpentinfels.) 

Dieses  durch  seine  schönen  und  großen  Enstatite  bemerkens- 
werte Vorkommen  liegt  im  sogenannten  „Steinbüschel"  bei  Ober- 
Kratzdorf.  Man  gelangt  auf  dem  kürzesten  Wege  dahin,  wenn  man 
bei  der  sogenannten  Krockereibrücke  unterhalb  Mähr.-Altstadt  die 
Graupatalstraße  auf  dem  Feldwege  gegen  Ober-Kratzdorf  verläßt,  in 
ungefähr  1  km  Entfernung.  Hier  liegt  der  Serpentin  in  großen  Fels- 
blöcken auf  den  Feldrainen,  Feldwegen  und  „Steinrücken"  umher, 
während  am  Steinbüschel  selbst  der  Serpentin  einer 
richtungslos  und  stark  zerklüfteten  Felsmasse  zutage 
ansteht,  auf  welcher  mehrere  kleine  Steinbrüche  seinerzeit  in  Arbeit 
genommen  wurden,  seither  aber  wieder  still  stehen.  Nach  diesen  Auf- 
schlüssen ergibt  sich,  daß  derSerpentinfels  eine  parallel 
zum  allgemeinen  Streichen  ungefähr  1  h  gestreckte 
stockförmige  Masse  bildet,  deren  Länge  nach  dieser  Richtung 
ungefähr  300  m,  die  Breite  senkrecht  dazu  zirka  150  m  beträgt.  Der 
gedachte  Serpentinstock  wird  im  Liegenden  und  Hangenden  von  dem 
daselbst  herrschenden  Gneisglimmerschiefer  rings  um- 
schlossen, dessen  Streichen  im  Liegenden  mit  1  h,  das  Einfallen 
19  h  unter  <£  80°  observiert  wurde.  Im  nahen  Hangenden  ziehen 
dieAmphibolite  unserer  gangförmigen  Dioritgabbro- 
zone  vorbei,  während  die  Gneisglimmerschiefer  seiner  Schiefer- 
hülle zuzuzählen  sind.  Diese  Lagerungsverhältnisse  lassen  den  dia- 
trematischen  Charakter  auch  dieses  Serpentinstockes  erkennen. 
Es  ist  dies  eine  Durchschlagsröhre  im  Gneisglimmerschiefer,  welche 
vom  Liegenden   des   großen    Dioritgabbroganges   ausgeht   und   als  ein 


[1271    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengcbirge.        127 

ultra  basisch  er  Nachschub  des  dioritisch-gabbroiden  Stamm- 
magmas aufzufassen  ist.  — 

Der  dichte  schwärzlichgrüne  Serpen  ti  nf  eis  von  mattem 
Wachsglanz  und  von  unebenem  bis  spliterigem  Bruch  umschließt  häufig 
zahlreiche,  lokal  gut  ausgebildete  Reste  von  Enstatit,  davon  ein 
Teil  zu  Bastit  umgewandelt  erscheint,  dagegen  sich  der  Diopsid 
nur  als  ein  mikroskopischer  Gemengteil  darstellt.  — 

Der  Enstatit  häuft  sich  oft  derartig  an,  daß  der  Serpentin 
nur  noch  eine  Art  Zwischenklemmungsmasse  zwischen  dem  Enstatit 
ausmacht.  Die  stark  perlmutterglänzenden  Enstatitkristalle  sind  lang- 
säulenförmig, teils  einfache  Kristalle,  mitunter  knieförmige,  meist 
kreuzförmige  Zwillinge,  als  Seltenheit  kommen  auch  sternförmige 
Zwillingsgebilde  vor.  Die  Kristalle  werden  auch  hier  von  oo  P  oo  (100) 
.  oo  P~oo  (010),  teils  ohne  deutliche  terminale  Flächen,  teils  mit  deut- 
lichen pyramidalen  Endflächen  begrenzt,  ausgezeichnete  Spaltbarkeit 
nach  (110)  und  nach  (100),  welche  Hauptablösungsfläche  durch  metall- 
artigen Perlmutterglanz  auffällt.  Die  knie-  und  kreuzförmigen  Zwil- 
linge folgen  mehreren  Gesetzen,  und  zwar  nach  PaT  (Oll),  ferner 
2/3  Poo(023)  und  2  Pocf  (021),  wobei  sich  die  Hauptachsen  der  In- 
dividuen unter  <  60°  48',  beziehungsweise  42°  44'  und  endlich  82°  30' 
schneiden.  Die  Kristalle  haben  gewöhnlich  eine  Länge  von  25—30 
und  35  mm,  dagegen  die  Dicke  nur  4 — 8  mm  mißt.  Die  Längsschnitte 
sind  parallel  c  gestreift  und  faserig,  was  auf  zahllose  in  der  Längs- 
richtung verwachsene  Stengel  zurückzuführen  ist,  als  Folge  der  Spalt- 
barkeit parallel  (110).  Die  Kristalle  sind  häufig  gebogen,  zuweilen 
auch  nach  dem  flachen  Doma  zerbrochen  und  danach  ver- 
schoben; ihre  Farbe  ist  im  reflekt.  Licht  grünlichweiß,  auch  gelb- 
lichgrün, im  transmitt.  weingelb  und  farblos  durchsichtig  bis  halb- 
durchsichtig. (Siehe  umstehende  Abbildung  19.) 

Umwandlung  des  Enstatits  in  Bastit  ist  eine  lokal  häufig  wieder- 
kehrende Erscheinung,  dabei  sich  auf  der  Hauptablösungsfläche  nach 
(100)  zunächst  ein  verminderter  Schiller  und  Perlmutterglanz  zeigt, 
welcher  durch  Glasglanz  ersetzt  wird,  die  grünlichgraue  Farbe  des 
Enstatits  geht  in  Elfenbeingelb  über,  wird  schließlich  blutrot  von  dem 
zu  Hämatit  oxydierten  Eisengehalt  herrührend ;  mitunter  ist  der 
Bastit  innen  noch  graugrün,  außen  mit  einem  blutroten  Rand  umsäumt ; 
dabei  bleibt  die  Spaltbarkeit  nach  (100)  noch  erhalten,  dagegen  die- 
jenige nach  (110)  vermißt  wird;  außerdem  ist  eine  Querabsonderung 
nach  (001)  deutlich  und  steht  mit  der  Zwillingsbildung  nach  %  P  oo 
(104)  im  Zusammenhange.—  Auf  den  letztgenannten  Spaltrissen  findet 
in  der  Regel  die  Einwanderung  des  Serpentins  in  Form  von  Lamellen 
statt.  —  Die  Bastite  haben  unter  Verwitterung  und  Korrosion 
stark  gelitten,  so  daß  die  kanalförmigen  und  sonstigen  Hohlräume 
zwischen  den  Stengeln  und  Blättern  mit  massenhaftem  Hämatit  und 
Limonit  erfüllt  sind  und  worin  man  noch  Reste  von  frischem  Magnetit 
erblickt.  Diese  Verwitterungsprodukte  lassen  auf  einen  eisenreichen, 
dem  Bronzit  nahestehenden  Enstatit  schließen,  im  Gegensatze  dazu 
sind  die  eisenarmen  Varietäten  noch  frisch  erhalten.  Hier  und  dort 
kann  man  beobachten,  daß  der  Bastit  mit  dem  Enstatit  verwachsen 
und  durch  Uebergänge  verknüpft  ist.  —  Die  Bastitbildung  ist  lediglich 


128 


Franz  Kretschmer. 


[128] 


und   insbesondere   auf  der  Oberfläche  des  Kratzdorfer  Marchits   ver- 
breitet,  sie   hört   tiefer   nach   dem  Gesteinsinnern  allmählich  auf.  — 
Gewisse  Varietäten  des  Kratzdorfer  Marchitserpentins  enthalten 
neben  spärlichem  Chromit  eine  Unmenge  von  Körnern  und  Kristallen 

Fig.  19. 

Enstatite  aus  dem  Kratzdorfer  Marchitserpentin. 


M 


•2 


C5 


Kreuzförmige   Zwillinge. 


Berührung9-Zwilling. 


Sternförmiger  Zwilling. 


des  Magnetits,  womit  sie  mehr  oder  weniger  gespickt  sind,  dem- 
zufolge das  Gestein  nicht  nur  einfachen  Magnetismus  zeigt,  sondern 
im  hohen  Grade  polarmagnetische  Eigenschaften  besitzt. 

Mitunter  beobachtet  man  direkte  Umwandlung  des  Enstatits  in 
Talk,  welche  von  der  Hauptablösungsfläche  (100)  aus  erfolgt,  wo  sich 
seine  stark  perlmutterglänzenden  Schuppen  ausbreiten  und  allmählig 
die  Enstatitkristalle  und  deren  Aggregate  ergreifen. 


[1291     Der  lnetamorphe  Dioritgahbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebh-ge        129 

Auch  der  Kratzdori'er  Marchitserpentin  bedeckt  sich  durch  Ein- 
wirkung der  Atmosphärilien  mit  einer  weißgrauen,  3  bis  10  mm  dicken 
Verwitterungsrinde,  die  vorwaltend  aus  einem  schneeweißen 
Mineral  besteht,  das  dem  Leukophit  nahestehen  dürfte,  unter- 
geordnet hellgelblichen  blättrigen  Talk  führt,  nebst  einer  großen 
Menge  darin  ausgeschiedenen  Magnetits. 

Dünnschliffe    des    Kratz  dorf  er    Marchitserpentins. 

Entgegen  dem  makroskopischen  Befunde  sehen  wir  in  den 
Schliffen  des  Gesteins  vom  „Steinbüschel",  daß  es  in  einer  weiter  fort- 
geschrittenen Umwandlung  zu  Serpentin  als  zu  erwarten  war,  weil  die 
Schliffe  zu  wenig  frisch  erhaltene  Gesteinspartien  getroffen  hatten.  Trotz- 
dem ist  auch  in  diesen  unvorteilhaften  Schliffen  die  Menge  der  langpris- 
matischen Enstatitk ristalle  und  seiner  Körner  nicht  unbeträcht- 
lich und  ist  es  gelungen,  die  oben  im  makroskopischen  Teile  beob- 
achteten knie-  und  kreuzförmigen  sowie  sternförmigen  Zwillings- 
bildungen des  Enstatits  auch  im  Dünnschliff  mit  Hilfe  ihrer  Aus 
löschung  zu  entziffern.  Ein  auffällig  großer  Teil  des  Enstatits  ist 
parallel  (110)  mit  zahlreichen  Lamellen  von  Ilmenit  durch- 
wachsen, welche  bald  ziemlich  dick  sind,  bald  zu  großer  Feinheit 
herabsinken.  In  den  Schnitten  des  Enstatits  nach  (010)  ist  wahrzu- 
nehmen, daß  derselbe  auch  hier  von  zahlreichen  dünnen  und  genau 
parallelen  Lamellen  desDiallags  verwachsen  ist,  an  welchem  die 
Auslöschungsschiefe  gegen  die  Latnellentrasse  c:c  <£  =  41°  im  stumpfen 
Winkel  ß  gemessen  wurde.  Weit  zahlreicher  sind  jedoch  jene  Schnitte 
des  Enstatits  nach  (100),  die  alsdann  mit  Diallaglamellen  in  großer 
Menge  polysynthetisch  verwachsen  sind  und  darin  beide  Mineralien 
gleichzeitig  und  gerade  auslöschen.  In  diesem  Falle  sehen  wir,  daß 
die  Lamellen  sehr  ungleich  breit  und  absätzig  verlaufen,  bald  mehr- 
fach verbogen  und  nach  Art  der  perthitischen  Verwachsung  des 
Orthoklases  spindelförmig  und  geflammt  erscheinen.  Die  Diallag- 
lamellen unterscheiden  sich  jedoch  durch  deren  höhere  Doppel- 
brechung, deshalb  ihre  lebhaft  grünen  und  violetten  Interferenzfarben 
in  auffälliger  Weise  erglänzen.  Mikro  kl  in  ähnliche  Gitterwerke 
fehlen  auch  diesem  Vorkommen  nicht,  die  dadurch  entstehen,  daß  sich 
Diallaglamellen  parallel  zur  Basis  (00 1)  des  Enstatit  einlagern  und 
an  der  viel  stärkeren  Doppelbrechung  leicht  zu  unterscheiden  sind, 
denn  die  Diallaglamellen  liegen  mit  ihrem  (010)  in  der  Ebene  von 
(100)  des  Enstatits.  Solche  lamellare  Strukturen  des  Enstatits  erinnern 
lebhaft  an  ähnliche  Strukturen  der  Feldspatgruppe. 

Als  zweites  Hauptgemengteil  ist  auch  im  vorliegenden  Gestein 
der  Andiopsid  zu  betrachten,  derselbe  ist  entweder  selbständig 
ausgeschieden  oder  er  erscheint  mit  dem  Enstatit  zu  richtungslos 
körnigen  Gesteinspartien  verbunden,  gegen  welche  der  Serpentin 
zungen-  und  buchtenförmig  vordringt.  Unser  Diopsid  läßt  auch  in 
diesem  Gestein  prismatische  Spaltbarkeit,  beziehungsweise  Feinfaserig- 
keit parallel  c  sowie  da  und  dort  Blättrigkeit  erkennen,  seine  Farbe 
im  Schliff  ist  grünlich,  der  schwache  Pleochroismus  eben  noch  wahr- 
nehmbar, a  =  c  grünlich,  b  gelblich  bis  farblos ;  Lichtbrechung  höher 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  e7.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschuier.)         \j 


130  Franz  Kretschmer.  [130] 

als  im  Enstatit;  Doppelbrechung  auf  (010)  7 — a  =  0*030,  daher  die 
reingelben  Interferenzfarben ;  die  Auslöschungsschiefe  auf  Schnitten 
nach  (010)  3^  c:  c  —  38°  im  stumpfen  Winkel  ß.  Der  Diopsid  ist  nur 
xenomorph,  Zwillingsbildungen  nach  (100)  keineswegs  selten. 

Wodurch  unser  Andiopsid  auch  im  vorliegenden  Falle  unser 
Interesse  fesselt,  ist  seine  polysynthetische  Verwachsung  mit  Diallag- 
lamellen,  die  parallel  (110)  eingeschaltet  sind  und  mit  dem  Diopsid 
auf  (010)  parallel  unter  <C  38°  auslöschen,  ihre  Doppelbrechung  ist 
auf  (010)  y — a  =  0  024  bis  0020  herab,  daher  die  leuchtenden  grünen 
und  violetten  Interferenzfarben.  —  Außer  den  Diallaglamellen  wurden 
darin  auch  Lamellen  des  Enstatits  erkannt,  wobei  (010)  der 
Diopsid  parallel  (100)  des  Enstatits  liegt,  welch  letzterer  sich  durch 
seine  niedrigere  Doppelbrechung  mit  matten  graublauen  Interferenz- 
farben, von  dem  höher  doppelbrechenden  Diopsid  mit  intensiv  leuch- 
tenden Interferenzfarben  scharf  abhebt  und  außerdem  auf  (010)  durch 
die  gera  d  e  Auslöschung  des  ersteren  und  die  schiefe  des  letzteren 
gut  zu  unterscheiden  ist.  —  Endlich  ist  dieser  ausgezeichnet  lamellare 
Andiopsid  überdies  fast  stets  polysynthetisch  mit  dicken  oder  dünneren 
Lamellen  des  Ilmenit  verwachsen,  welche  gleich  den  Enstatit- 
lamellen  ebenfalls  parallel  (100)  eingeschaltet  sind.  Gedachte  überaus 
charakteristische  Lamellenstruktur  des  Andiopsid  zeigt  mithin  auf- 
fällige Analogien  zwischen  der  Pyroxen-  und  Feldspatgruppe,  was  ins- 
besondere von  der  Perthitstruktur  gilt. 

Erscheinungen  magmatisch  er  Resorption  sind  insbesondere 
an  dem  frühzeitig  ausgeschiedenen  Enstatit  zu  beobachten  und  sehr 
verbreitet;  seine  Individuen  sind  oft  stark  abgenagt  und  verstümmelt, 
gegen  welche  überall  das  Wachstum  des  Diopsids  fortschreitet  und 
damit  im  Zusammenhange  steht  die  innige  Verwachsung  dieser  beiden 
ursprünglichen  Komponenten. 

Von  ganz  besonderem  Interesse  sind  nun  jene  Schnitte  des  En- 
statits nach  (100),  auf  welchem  sich  die  bekannten  m  ikrolithischen 
Inte r Positionen  ausbreiten,  von  deren  Auftreten  die  nebenstehende 
Abbildung  20  ein  naturgetreues  Bild  liefert.  Dieselben  erzeugen  den 
metallartigen  Perlmutterglanz  auf  der  Fläche  vollkommener  Teilbarkeit 
(100)  und  besitzen  die  ebenfalls  in  nebenstehender  Abbildung  20  ver- 
zeichneten Querschnitte.  Die  überaus  winzigen,  stark  glänzenden 
unter  X  Nicols  gelbbraunen  bis  haarbraunen  Kristallenen  werden  erst 
bei  stärkster  Vergrößerung  erkennbar  und  sind  dann  vollständig  farblos, 
die  Licht-  und  Doppelbrechung  erreicht  den  höchsten  Wert,  welcher 
bei  gesteinsbildenden  Mineralien  vorkommt,  daher  das  hohe  Relief,  die 
runzelige  Oberfläche  und  die  starke  Totalreflexion ;  ihre  Formen  sind 
teils  spitzrhombisch,  teils  leistenförmig  mit  beiderseitiger  Zuschärfung, 
wie  wir  sie  am  Titanit  kennen,  teils  quadratische  und  zugerundete. 
An  derlei  vereinzelten  Schnitten  wurde  Zonarstruktur  in  sehr  hohen 
Interferenzfarben  beobachtet.  Gedachte  Mikrolithe  sind,  wie  die  Abbil- 
dung 20  darstellt,  in  Form  von  Maschen  auf  (10O)  verteilt,  welche  letz- 
tere zentral,  zerhackte  und  skelettartige  Ilmenitreste  beherbergen  und 
über  die  stattgefundenen  Umwandlungsvorgänge  keinen  Zweifel  übrig 
lassen,  dem  zufolge  die  gedachten  Mikrolithe  aus  sekun- 
därem Titanit  bestehen,  der  sich  aus  den  Lamellen  des 


[131]    Der  metamorphe  Diaritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       131 

dem  Enstatit  eingeschalteten  Urnen i t s  gebildet  hat; 
ein  in  der  Gesteinswelt  sehr  häufig  wiederkehrender  Umwandlungs- 
prozeß. — 

Auf  einem  dergleichen  Schnitte  des  Diopsids  nach  (100) 
verbreiten  sich  folgende  mannigfaltige  Umwandlungsprodukte  des 
Ilmenits,  zu  deren  Aufhellung  stärkste  Systeme  nötig  sind,  und  zwar: 


o 


Flg.  20. 

Titanitlamelle  im  Enstatit. 

Schnitt  nach  (100). 
Serpentin  dicht. 

->  Magnetitschnüre. 


Q 


Metaxit. 


"* )         Titanit- 

/    maschen  mit 
4  >     Ilmenitkern. 


Pikrolilli. 


Titauit- 
maschen  mit 
Flmenitkern. 


Dichter  Serpentin. 


□ 

o 


Magnetitschnüre. 


farbloser  Titanit  mit  seinen  quadratischen,  spitzrhombischen  und 
leistenförmigen,  beiderseits  zugespitzten  Durchschnittsformen,  ferner 
honiggelber  bis  fuchsroter  Rutil,  teils  langleistenförmig,  teils  regellose 
Lappen  und  Körnerhaufen  und  endlich  Anatas  in  kleinsten  tiefdunkel- 
blauen, schwach  pleochroitischen  Pyramiden,  es  sind  dies  durchwegs 
Titanmineralien  von  stärkster  Licht-  und  Doppelbrechung,  mit  hohem 
Relief,  runzliger  Oberfläche  und  starker  randlicher  Totalreflexion, 
welche  den  starken  metallartigen  Perlmutterglanz  auf 
(100)  bedingen.  Im  Zentrum  dieser  Umwandlungsprodukte  finden 
wir  auch  hier  zahlreiche  Reste  des  ursprünglichen  Ilmenits  in  rektan- 
gulären  Formen  und  staubartigen  Körnern  verteilt. 

Auch  der  Serpentin  des  in  Rede  stehenden  Gesteins  zeigt 
das  Bild  ausgezeichnete  Aggregatpolarisation  in  einheitlichen  grau- 
blauen Interferenzfarben,  die  Lichtbrechung  ist  die  des  Kanadabalsams 

17* 


132  Franz  Kretschmer.  [132] 

n  =  1*54,  die  Doppelbrechung  7  —  x  =  0-005.  Betreffend  seine 
Mikrostruktur  ist  zu  bemerken,  daß  diese  entsprechend  dem  Enstatit- 
serpentin  vorherrschend  klein-  und  engmaschig  gestrickt  erscheint, 
die  Stränge  und  Balken  bestehen  aus  isotropem  Serpentin,  diese 
bilden  m  i  t  und  ohne  Magnetit  das  Netz,  dagegen  werden  die  Maschen 
meist  durch  parallelfaserigen  Metaxit  ausgefüllt,  zurücktretend  ist 
die  Menge  jener  gewöhnlich  runden  Maschen,  welche  radialfaserigen, 
konzentrisch  schaligen,  auch  wirrfaserigen  Pikrolith  enthalten,  beide 
letztere  stellen  jene  Ellipsoide  und  Sphäroide  des  Leukophits  dar, 
welche  infolge  Verwitterung  deutlicher  hervortreten  und  makroskopisch 
sichtbar  werden. 

Im  Metaxit  ist  die  Faserachse  Richtung  der  kleinsten  Elasti- 
zität, daher  die  Auslöschung  parallel  und  senkrecht  zu  den  Fasern 
erfolgt.  In  fast  sämtlichen  Schnitten  des  Enstatits  und  Diopsids  kann 
man  das  buchten-  und  zungenförmige  Vordringen  des  Serpentins  von 
den  Rändern  aus,  als  auch  auf  Spaltrissen  der  Muttermineralien 
verfolgen,  so  wie  man  häufig  inmitten  der  letzteren  Schnitte  Pikrolith- 
und  Metaxitmaschen  bemerkt.  —  Regnerationen  des  Serpentins  zu 
Chrysotil  scheinen  diesem  Vorkommen  zu  fehlen,  so  wie  auch  Talk- 
bildung nur  im  beschränkten  Maße  nachweisbar  ist.  Olivin  und  Feld- 
späte  konnten  nicht  nachgewiesen  werden.  — 

Weigelith  als  Schlieren  am  Südwestende  des    Marchit- 
serpentinstockes bei  Kratzdorf. 

Am  südwestlichen  Ende  unseres  Serpentinstockes  am  „Stein- 
büschel" stieß  Verf.  auf  große  Blöcke  eines  frischen,  schwarz- 
grauen, wenig  serpentinisi erten  Gesteins,  worin  der  En- 
statit  meist  in  blätterigen  Aggregaten  ausgebildet  erscheint, 
welche  zufolge  ihres  metallartigen  Perlmutterglanzes  auf  der  Blatt- 
fläche =  (100)  in  der  übrigen  Gesteinsmasse  scharf  aufblitzen  und 
in  letzterer  gleichwie  porphyrisch  ausgeschieden  sind.  Daneben  kann 
makroskopisch  kein  anderer  Ilauptgemengteil  festgestellt  werden, 
außer  dem  sekundär  neugebildeten  Serpentin,  welcher  das  andere 
überwuchert.  —  Der  herrschende  Enstatit  ist  in  diesem  Falle  von 
graugrüner  Farbe,  und  nach  (100)  ausgezeichnet  parallelblätteriger 
Struktur,  seine  Individuen  liegen  teils  parallel,  teils  kreuz  und  quer 
unter  sich  und  mit  den  anderen  unbestimmbaren  Komponenten  ver- 
wachsen; unmerklich  verlieren  sich  die  gedachten  Komponenten  im 
Serpentin  dergestalt,  daß  das  eine  Ende  der  Blätteraggregate  noch 
als  Enstatit  erhalten  ist,  das  andere  Ende  bereits  im  Serpentin 
untertaucht,  Ohromitaggregate  sind  relativ  selten  in  diesem  frischen 
Gestein. 

Nach  dem  D  ünnschliff  b  ilde  u.  d.  P.  M.  erkennen  wir 
alsbald,  daß  es  sich  um  einen  vielseitigen  und  mineralreichen  Peri- 
dotit  handelt,  der  uns  in  instruktiver  Weise  die  mannigfaltige 
Spaltungsfähigkeit  des  ultrabasischen  Magmas  vor  Augen  führt.  Es 
liegt  ein  hypidiomorphkörniges  Gemenge  folgender  prismärer  Haupt- 
gemengteile vor,  und  zwar  Olivin,  Enstatit  und  Hornblende 
(Achromait),  wozu  sich  als  akzessorische  Gemengteile  gesellen:  Pleo- 


[1331     Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       133 

nast,  Chromit,  Ilmenit  und  Magnetit,  sekundär  neugebildete  Ak ti- 
li olithaggregate  und  einzelne  Kalzite.  Obwohl  das  Gestein 
makroskopisch  frisch  erscheint,  ist  dessenungeachtet  ein  Teil  des 
Olivins  bereits  der  Serpentinisierung  zum  Opfer  gefallen,  so  daß 
Serpentin  immerhin  einen  solchen  Anteil  an  der  Gesteinszusammen- 
setzung hat,  der  ihn  jedem  anderen  Hauptgeraengteil  gleichstellt. 
Wir  wollen  nun  die  Reihe  der  Komponenten  näher  beleuchten : 

Der  Olivin  ist  zumeist  in  Form  gerundeter,  nach  der  Quer- 
fläche längsgestreckter  Körner,  beziehungsweise  tafeliger 
Individuen  ausgebildet,  die  Querschnitte  besitzen  zwei  aufeinander 
senkrechte  Spaltrichtungen,  und  zwar  parallel  (010)  und  (001)  markiert 
durch  grobe  Spaltrisse,  dazu  kommen  in  manchen  Schnitten  zahllose 
Sprünge.  Deshalb  sind  die  meisten  Olivinindividuen  in  einen  Grus 
zahlloser  kleinster  Körner  aufgelöst,  die  stets  eine  durch  ganze  Indi- 
viduen gleiche  optische  Orientierung  haben.  Spaltrisse  und  Sprünge 
bilden  endlich  ein  vielverzweigtes  Geäder,  worin  da  und  dort  gelb- 
brauner Titanolivin  einwandert  oder  sich  Magnetitschnüre  mit 
querfaserigem  Chrysotil  verbreiten.  Im  Schliff  ist  der  Olivin  völlig 
farblos  oder  aber  durch  Erze,  insbesondere  Chromit  schwarz  be- 
stäubt; Lichtbrechung  zufolge  des  hohen  Reliefs  und  der  runzeligen 
Oberfläche  bedeutend  n  =  1*68,  Doppelbrechung  auf  Basisschnitten 
Y — a  =  0*036  nach  den  dunkelrotvioletten  Interferenzfarben  an  der 
unteren  Grenze  der  II.  Ordnung  zu  schließen. 

Der  Enstatit  besteht  teils  aus  einzelnen  besonders  großen 
unregelmäßigen  Körnern,  teils  aus  kleinkristalligen  Aggregaten,  aus- 
gestattet mit  vollkommener  Teilbarkeit  (Blätterigkeit)  nach  (100)  und 
gleichvollkommener  Spaltbarkeit  nach  (110),  wie  wir  uns  an  zahl- 
reichen Basisschnitten  überzeugen  können;  zuweilen  entwickelt  sich 
speziell  in  den  kleinen  Kristallen  Faserung;  auch  zeigt  der  Enstatit 
zumeist  die  wiederholt  erwähnte  charakteristische  Krümmung 
und  Torsion  seiner  Individuen,  verknüpft  mit  starker  undulöser 
Auslöschung.  Im  Schliff  völlig  farblos,  Lichtbrechung  schätzweise 
n  =  1-67;  Doppelbrechung  auf  (010)  7— a  =  0-010,  daher  die  gelb- 
lichweißen bis  strohgelben  Interferenzfarben.  - 

Verwachsungen  des  Enstatits :  Während  einzelne  Schnitte 
fast  gar  keine  lamellare  Verwachsung  mit  Ilmenit  darbieten,  enthalten 
andere  zahlreiche  Ilmenit  lamelle  n,  welche  stets  parallel  den 
Spaltrissen  nach  (100)  liegen.  Dagegen  sind  die  meisten  großen 
Enstatitschnitte  mit  Lamellen  des  Diallags  erfüllt,  manche  sind 
damit  geradezu  gespickt;  ihre  Breite  und  Anzahl  nimmt  derartig  zu 
daß  schließlich  der  Diallag  vorherrscht.  Die  Diallaglamellen 
sind  parallel  den  Spaltrissen  nach  (110)  eingeschaltet,  dergestalt  daß 
auf  Schnitten  nach  (100)  des  Enstatit,  beide  Mineralien  gerade  aus- 
löschen, jedoch  durch  das  Maß  der  Doppelbrechung  unterschieden 
sind,  dagegen  auf  (0 1 0)  löschen  die  Lamellen  des  Diallags  schief  aus, 
und  zwar  wurde  der  3Cc:c  =  41—  43°  im  stumpfen  Winkel  ß  ge- 
messen. Die  Auslöschung  erfolgt  zumeist  symmetrisch  nach  den  beiden 
Seiten  von  (010)  aus,  so  daß  die  Lamellen  in  Zwillingsstellung  sich 
befinden.  Zahlreiche  Schnitte  des  Enstatits  enthalten  noch  ein  zweites 
Lamellensystem   von   Diallag,    quer  zur  Prismenachse    einge- 


134  Franz  Kretschmcr.  [134] 

schaltet,  und  zwar  derartig,  daß  plagioklasähn liehe  Gitter- 
werke (gleichwie  nach  Albit  und  Periklingesetz)  entstehen;  dabei 
fällt  (010)  des  Enstatits  mit  (010)  des  Diallags  zusammen  und  alsdann 
in  derlei  Schnitten  die  Diallaglamellen  schief  auslöschen.  An  der- 
gleichen letztgeschilderten  Schnitten  der  großen  Enstatite  ist  außer- 
dem eine  breite  Zwillingslamellierung  nach  dem  altbekannten 
Gesetz  T/4  P  öö  (104),  welche  sich  jedoch  als  eine  Druckerscheinung 
zu  erkennen  gibt.  — 

Die  als  Hauptgemengteil  im  Gesteinsgewebe  vertretene  Horn- 
blende (der  Var.  Achromait)  ist  meist  automorph,  und  zwar  in  bald 
kleinen,  bald  bis  10  mal  und  darüber  größeren  Kristallen  ausgebildet, 
so  wie  auch  kleine  unregelmäßige  Körner  nicht  fehlen.  Die  Kristalle 
sind  vorwiegend  von  dem  einfachen  co  P  (110)  begrenzt,  au  den 
beiden  Enden  von  (001)  abgestumpft  oder  dachförmig  zugeschärft,  bis- 
weilen langspitzig  ausgezogen;  ausgezeichnete  Spaltbarkeit  nach  (110) 
ist  durch  unter  dem  Winkel  täi1/^0  sich  kreuzenden  Spaltrissen  in  Basis- 
schnitten, und  parallel  geradlinig  anhaltend  in  Längsschnitten  sichtbar, 
nebst  groben  oft  wiederholten  Quersprüngen  senkrecht  zur  Prismen- 
achse, insbesondere  sind  die  schlanken  aktinolithischen  Prismen 
häufig  quer  zerbrochen.  Zwillingsbildung  nach  (100)  ist  häufig,  Schnitte 
nach  (100)  und  solche  J_  c  lassen  oft  2  Hälften  verschiedener  Aus- 
löschung erkennen,  die  entweder  geradlinig  begrenzt  oder  unregelmäßig 
durcheinandergewachsen  sind,  mitunter  sind  auch  mehrere  Individuen 
in  derselben  Weise  lamellar  verzwillingt.  —  Im  Dünnschliff  blaß- 
grünlich und  farblos  ohne  Pleochroismus.  Lichtbrechung  nahezu 
gleich  derjenigen  des  Enstatits  also  n  =  164,  die  Doppelbrechung 
hoch,  und  zwar  auf  (010)  y— «  =  0*025,  daher  die  grünen  und  grün- 
blauen Interferenzfarben  am  Anfange  der  IL  Ordnung.  Die  Aus- 
löschungsschiefe c  :  c  wurde  im  Durchschnitte  zahlreicher  Messungen 
mit  24°  im  spitzen  Winkel  ß  ermittelt,  womit  sich  die  Hornblende 
dem  Hastingsit  in  der  Gruppe  der  Alkaliamphibole  nähert  und  zu 
der  oben  festgestellten  Varietät  des  Achromait  gehört;  dagegen  die 
hohe  Doppelbrechung  auf  steigenden  Eisengehalt  hinweist. 

Ein  untergeordneter  Teil  des  Amphibols,  und  zwar  die  lang- 
säulenförmigen, an  den  Enden  lang  zugespitzten,  teils  bereits 
faserigen  Aggregate  desselben,  mit  hoher  Doppelbrechung  jedoch 
der  kleinen  Auslöschungsschiefe  von  <£  12°,  sind  deshalb  schon  dem 
Aktinolith  beizuordnen  und  dürften  wohl,  wie  am  Weigelsberge, 
sekundär  aus  dem  Enstatit  hervorgegangen  sein. 

Der  geschilderte  automorphe  Achromait  findet  sich  vielfach  als 
Einschluß  inmitten  des  xenomorphen  Enstatits,  mit  welch  letzterem 
derselbe  vielfach  verflochten  ist,  was  zur  Implikationsstruktur 
führt;  dagegen  ist  derselbe  dem  Olivin  bloß  peripherisch  angelagert, 
selten  dringt  er  in  den  letzteren  ein.  Die  automorphe  Gestaltung 
unseres  Achromaits  ist  gewiß  ein  sprechender  Beweis  dafür,  daß  er 
zu  den  primären  Komponenten  gehört  und  sich  weder  auf  Kosten 
des  Olivins  noch  des  Enstatits  gebildet  hat.  Wir  erhalten  demnach 
als  Ausscheidungsfolge  für  unser  Randgestein:  Erze  und 
Spinelle,  Hornblende,  Olivin  mit  dem  Enstatit  am  Schluß  der 
Reihe. 


[1351     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       135 

Der  Eisenspinell  zeigt  selten  die  Form  0  (111),  in  der 
Regel  nur  Körner  und  deren  Haufwerke  sowie  schlauchähnliche 
Formen,  im  Schliff  grün,  helldurchsichtig,  optisch  isotrop,  die  Licht- 
brechung hoch  n  =  l-75,  demzufolge  dunkle  Umrandung  und  stark 
runzelige  und  rauhe  Oberfläcre.  Jedenfalls  ist  es  wichtig,  daß  dieser 
Spinell  aus  der  Randzone  unseres  Serpentinstockes  herstammt,  wo 
er  unzweifelhaft  einen  Rest  von  resorbierten  Einschlüssen  des  Neben- 
gesteins darstellt.  Der  Eisenspinell  ist  im  Enstatit  eingeschlossen, 
hingegen  die  Erze,  speziell  der  Chromit  und  Magnetit  im  Olivin  und 
Enstatit  zur  Ausscheidung  gelangten. 

Die  bereits  eingangs  dieses  Kapitels  erwähnten  Kalzitschnitte 
sind  wohl  nur  sehr  vereinzelt,  sind  aber  gewöhnlich  durch  Zwillings- 
lamellierung  nach  i/2  R  (0U2)  unzweifelhaft  als  solche  charakterisiert; 
ihre  Gegenwart  ist  wohl  auf  aus  dem  Nebengestein  resorbierten 
Kalk  zurückzuführen  ? 

Von  Neubildungen  ist  außer  dem  bereits  oben  angeführten 
Aktinolith  nur  noch  der  Serpentin  zu  erwähnen,  der  zum  kleinen 
Teil  als  Maschenserpentin  nach  Olivin,  teils  als  Faserserpentin  nach 
Enstatit  und  schließlich  der  Löwenanteil  davon  als  gemeiner  Faser- 
balkenserpentin im  Gestein  ausgebildet  erscheint. 

Auch  an  anderen  Punkten  unseres  Marchitserpentinstockes  bei 
Kratzdorf  kommen  mehr  oder  weniger  frische  Gesteine  ähnlicher 
Zusammensetzung  vor,  welche  als  Schlieren-,  beziehungsweise  als 
Randbildungen  des  Marchits  aufzufassen  sind.  Bezeich- 
nend für  diese  Art  der  Spaltungsprodukte  ist  es,  daß  darin  Diopsid 
nicht  zur  Ausscheidung  kam,  vielmehr  Hornblende  seine  Stellver- 
tretung übernimmt.  — 


Lherzolith-Serpentinfels  am  „Juristenstein"  bei  Mähr.- Altstadt. 

Von  der  Kirche  zu  Mähr.- Altstadt  0*6  km  nordöstlich  entfernt,  be- 
findet sich  ein  stockförmiger,  mattschwarzer  bis  schwarz- 
grüner, vielfach  richtungslos  zerklüfteter,  teilweise  zutage  ausbeißen- 
der Serpentinfels,  im  Volksmunde  der  „Juristenstein"  genannt, 
darauf  wiederholt  Steinbrüche  begonnen  und  wieder  eingestellt  wurden, 
davon  zahlreiche  Pingen  Zeugnis  ablegen.  Streichen  und  Verflachen 
fehlt  der  Serpentinmasse,  wahrscheinlich  ist  ein  vertikales  Einschießen 
in  die  Tiefe ;  ihre  parallel  zum  allgemeinen  Streichen  1  h  0  gd  ad- 
justierte Längsrichtung  mißt  ungefähr  90  m,  während  die  darauf 
senkrecht  gemessene  Breite  auf  60  m  geschätzt  werden  kann.  Dieser 
Serpentinstock  hat  seine  Position  ebenfalls  im  Liegenden  des  großen 
Dioritgabbroganges,  welcher  daselbst  in  einer  Entfernung  von  nur 
0-2  km  mit  seinen  dickschiefrigen  Dioritbänken  vorbeistreicht; 
unmittelbar  daran  stoßen  die  Sedimentgesteine  seiner  Schieferum- 
wallung, welche  in  solcher  Kontaktnähe  zuBiotithornfelsen 
umgewandelt  sind  und  von  dem  gedachten  Serpentinfels  durchbrochen 
werden.  Höchst  feste  massige  Hornfelse  hat  Verf.  in  großen 
Blöcken  in  der  Umgebung  des  Serpentinstockes  und  in  dem  Weg- 
einschnitt angetroffen,   welcher  daselbst   nach   dem  Hüttenberge  und 


136  Franz  Kretschmer.  (  136] 

nach  Kronfelstal  führt.  Eine  kontaktmetamorphe  Beeinflussung  durch 
den  Serpentinaufbruch  ist  jedoch  hier  ebensowenig  als  an  den  übrigen 
Fundorten  wahrnehmbar. 

Makroskopisch  mit  der  Lupe  sowie  an  Streupräparaten  u.  d. 
binok.  M.  bemerkt  man  in  der  dichten  Serpentinmasse  nur 
Spuren  von  Olivin,  Enstatit  nebst  einem  makroskopisch  dial lag- 
ähnlich en  Mineral.  Daneben  erscheinen  jedoch  in  manchen 
Randsteinen  noch  guterhaltene  Körner  und  unbestimmbare  Kristalloide 
von  frischem  oder  halbserpentinisiertem  Olivin  und  Enstatit  in 
dem  herrschenden  Serpentin  eingewachsen,  welch  letzterer  noch  deut- 
lich die  Maschenstruktur  des  Olivin Serpentins  erkennen  läßt.  Als 
Nebengemengteile  sind  anzusehen:  hauptsächlich  im  Serpentin  aus- 
geschiedene vereinzelte  Nestchen  des  spärlichen  Chromits,  ferner 
Magnetit  in  reichlicher  auf  und  ab  schwankender  Menge  eingesprengt, 
selten  ist  Pyrit. 

Auf  den  Gesteinsablösen  und  den  sonstigen  Strukturflächen  des 
Serpentinfelses  verbreiten  sich  häufig  breitstengelige  Aggregate  von 
schwärzlichgrünem  und  grünlichweißem  Chrysotil,  ähnlich  wie  von 
den  Serpentinbrüchen  zu  Buschin  und  auf  der  Goldkoppe  bei  Nieder- 
Eisenberg  beschrieben  wurde.  Oft  sieht  man  einen  polysynthetisch 
stengeligen  Wechsel  von  schwarzgrünem  und  weißem  Chrysotil.  Ein 
Teil  der  mattschwarzen  dichten  Serpentinmasse  läßt  häufig  jene 
stengelig-blätterige  bis  feinfaserige  Struktur  des  Enstatits  erkennen, 
aus  dem  erstere  zweifellos  entstanden  ist.  Desgleichen  läßt  sich  die 
allmähliche  Aufzehrung  der  Olivinkörner  durch  ihr  Aufgehen  im  Lher- 
zolithserpentin    an  verschiedenen  Stellen  deutlich  verfolgen. 

Die  ölgrünen  bis  weingelben  Olivini n  di  vi  duen  lassen  sich 
durch  ihre  vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (010),  ihren  Glasglanz  und 
deren  mehr  oder  weniger  fortgeschrittene  Auflösung  in  ein  klein- 
körniges Aggregat  desselben  unterscheiden  von  dem  nach  (110)  voll- 
kommen spaltbaren  und  feinfaserigen,  stark  perlmutterglänzenden 
Enstatit,  der  außer  in  Körnern  auch  in  säuligen  Kristallen  ausge- 
bildet ist.  Das  kleinkörnige  Olivinaggregat  zeigt  zahllose,  napfförmig 
ausgehöhlte,  schwefelgelbe  Körner,  die  oft  im  Serpentin  weit  zer- 
streut sind  und  auf  größere,  früher  zusammenhängende  Individuen 
hinweisen.  Große  sphäroidisch  geformte  Olivine  sind  gewöhnlich  bis 
10  mm  lang,  7  mm  breit,  zum  Teil  mit  Enstatit  verwachsen  und  er- 
scheinen von  dunklem  Serpentin  durchädert,  oder  Chrysotil  ist  auf 
parallelen  Spältchen  im  Olivin  eingewandert.  Ein  untergeordneter 
Teil  des  Olivins  ist  nelkenbraun  von  Brauneisenerz  durchzogen, 
er  ist  infolge  seiner  Umwandlung  ebenfalls  durchwegs  in  ein  Aggregat 
zahlloser  löcheriger  Körner  zerfallen,  so  daß  solcher  Olivin  dem  eisen- 
reichen  Hyalosiderit  zuzuzählen  sein  dürfte. 

Der  Dial  lag  kommt  in  oliven-  und  lauchgrünen,  blätterigen, 
bald  geradlinigen,  bald  gedrehten  schuppigen  Aggregaten  vor;  auf- 
fällig starker  metallartiger  Perlmutterglanz  auf  der  Fläche  vollkom- 
mener Teilbarkeit  (100)  und  ist  wohl  in  der  Serpentinmasse  da  und 
dort  in  Ueberresten  enthalten.  Der  vermeintliche  Diallag  entpuppte 
sich  jedoch  bei  der  Dünnschliff- Untersuchung  als  lamellarer 
Enstatit-  Diallag. 


I  1371    Der  metamorphe  Dioritgabbrogaog  im  Schnee-  und  Hielengebirge.      137 

Der  Gehalt  an  Magnetit  ist  Schwankungen  unterworfen;  es 
gibt  nämlich  Modifikationen,  die  einen  mehr  oder  weniger  starken 
Einfluß  auf  die  Magnetnadel  ausüben,  andere  verhalten  sich  dagegen 
infolge  Abnahme  des  Magnetits  gänzlich  indifferent.  — 

Auf  der  Oberfläche  und  von  den  Klüften  ausgehend  ist  das 
m attschwarzgrüne  Gestein  mit  einer  weißgrauen  Verwitterun g]s- 
rinde  überzogen,  dieselbe  ist  in  der  Regel  5 — 10  mm  dick  und 
besteht  vorwiegend  aus  dichtem  Weißserpentin,  dem  sogenannten 
L  e  u  k  o  p  h  i  t,  mit  untergeordneten  Aggregaten  von  feinfaserigem 
Chrysotil,  blätterigem  und  stengeligem  Talk,  ferner  finden  sich  darin 
rhomboedrische  Aggregate  von  Magnesit,  Relikte  von  schwarzgrünem 
Serpentin  und  neugebildetem  Magnetit  zu  Maschenschnüren  im  er- 
steren  angeordnet.  — 

Dünnschliffbild  des  Lherzolith- Serpertinf  elses  von 

Mähr.- Altstadt. 

Dieses  matt  schwarzgrüne  und  dichte  Gestein  zeigt  zu  unserer 
Ueberraschung  u.  d.  P.  M.  zahlreiche  und  deutliche  Ueberreste  der 
Ursprungsmineralien,  welche  durch  den  ganzen  Schliff  verbreitet  sind,, 
und  zwar  finden  wir  Olivin,  Enstatit  und  Diopsid,  welche 
sich  in  richtungslos  körniger  Struktur  an  der  Zusammensetzung  als 
wesentliche  Komponenten  beteiligen. 

Der  Oliv  in  ist  im  Schliff  völlig  farblos,  meist  größere  und 
kleinere  Körner,  aber  auch  unvollkommene  Kristalle  von  tafelförmigem 
Habitus,  zuweilen  mitEnstatit  innig  verwachsen.  Berührungs- 

Fig.  21. 

Olivin  mit  Diopsidmantel. 


Quersprünge.  ~--/-M  \  \ 

/  IX\  V-V Olivin. 


Spaltrisse.    -\V\V  A"""  Di°PSid' 


und  Durchkreuzungs- Zwillinge  nach  verschiedenen  Flächen;  auch 
Kristallskelette  und  Wachstumsformen,  wie  solche  in  glasreichen  Erguß- 
gesteinen vorzukommen  pflegen  und  in  Rosenbusch'  Physiographie  *) 
abgebildet  sind.  Brachypinokoidale  Spaltbarkeit  nach  (010)  sehr  voll- 
kommen  durch  grobe  Spaltrisse  markiert,    weniger  deutlich    sind  die 

»)  Band  I,  2.  Hälfte,  4.  Auflage  1905,  pag.  155,  Textfig.  50. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)     18 


138  Franz   Kvetscbiner.  f  X 381 

Spaltrisse  parallel  zur  Basis  (001).  Unregelmäßige  grobe  Zerklüftung 
sehr  verbreitet  und  mit  der  fortschreitenden  Umwandlung  zunehmend. 
Hohe  Lichtbrechung  ungefähr  1*66 — ■  1*70  demzufolge  das  hohe  Relief, 
welches  erst  bei  stärkerer  Kondensorsenkung  deutlich  wird.  Die 
Doppelbrechung  auf  (001)  nach  Maßgabe  der  orangegelben  Interferenz- 
farben IL  Ordnung  7  —  a  —  0-036,  bedeutend  niedriger  auf  (100)  und 
(010)  =  0-007.  Die  Auslöschungsrichtungen  liegen  parallel  und  senk- 
recht zu  den  ungleichwertigen  Spaltbarkeiten.  —  Als  Einschlüsse  des 
Olivins  sind  zahlreiche  Körner  und  Okaeder  von  Magnetit  zu  nennen. 
Zahlreiche  Olivine  zeigen  eine  interessante  peripherische  Umwach- 
sung mit  Diopsid  in  der  Art,  wie  dies  die  vorstehende  Skizze 
(Fig.  21)  versinnlicht. 

Umwandlung  des  Olivins  zu  grünem  Serpentin  ist  eine 
allgemeine  Erscheinung  und  führt  zur  Bildung  des  Mikrometaxit, 
dessen  parallele  Fasern  auf  den  Kristallumrissen  und  den  Spaltflächen 
sowie  den  sich  kreuzenden  Sprüngen  des  Olivins  senkrecht  stehen, 
woraus  schließlich  die  Maschentextur  desOlivinserpentins  hervorgeht. — 
Daneben  macht  sich  im  untergeordneten  Maße  die  Umwandlung  des 
Olivins  zu  Talk  geltend;  derselbe  erscheint  als  ein  blaßbraunes,  über- 
aus feinkörniges  oder  feinfaseriges  Mineral,  dessen  Fasern  durch  das 
ganze  Olivinindividuum  gehen  und  auf  dessen  Umrißlinien  senkrecht 
stehen,  er  ist  durch  die  niedrige  Lichtbrechung  und  hohe  Doppel- 
brechung mit  blassen  grünlichgelben  Interferenzfarben  hoher  Ordnung 
gekennzeichnet.  An  den  Rändern  übergeht  der  Talk  in  faserigen  und 
schuppigen  K 1  in 0 chlor  mit  niedriger  Licht-  und  mittlerer  Doppel- 
brechung, daher  die  blaugrünen  und  gelben  Interferenzfarben.  Auch 
im  Zentrum  solcher  Talkaggregate  findet  man  häufig  außer  Schuppen 
des  Klinochlor  auch  nichtaufgezehrte  Olivinreste,  welche  uns  sicheren 
Aufschluß  geben  über  den  stattgehabten  Umwandlungsprozeß.  Eine 
genaue  Identifizierung  ergibt,  daß  das  erste  Mineral  mit  dem  Mineral  öß 
(Stark)1)  gleiche  optische  Eigenschaften  hat,  welche  wohl  auf  Talk 
hinweisen,  während  das  zweite  Mineral  wegen  der  mit  Pyroxenen 
gleich  hohen  Doppelbrechung  richtiger  dem  Mineral  Oy  (Stark)  bei- 
zuordnen wäre.  Ueberhaupt  sind  nicht  aufgezehrte  Olivinreste  durch 
den  ganzen  Schliff  verbreitet,  ein  Beweis  für  die  ursprüngliche  starke 
Beteiligung  des  Olivins  an  der  Zusammensetzung  unseres  Gesteins; 
jedenfalls  gehört  der  Olivin  zu  den  Hauptgemengteilen,  ist  aber  zuerst 
der  Serpentinisierung  zum  Opfer  gefallen  und  heute  nur  noch  als  im 
Serpentin  zerstreute  Ueberreste  erhalten. 

Der  Enstatit  gleicht  in  jeder  Beziehung  dem  bereits  früher 
geschilderten  Vorkommen;  er  ist  teils  in  langprismatischen  Einzel- 
Individuen,  teils  in  kreuz-  und  sternförmigen  Zwillingen  ausgebildet; 
im  Schliff  ist  er  völlig  farblos  und  zeigt  ausgezeichnete  Spaltbarkeit 
nach (110);  er  ist  mit  vielen  Lamellen  desDiallags  verwachsen, 
die  parallel  (100)  eingeschaltet  sind  und  die  bald  auffällig  breit,  bald 
außerordentlich  dünn  oder  ganz  fehlen  und  dann  homogenem  Enstatit 
Platz  machen.  In  solchen  Schnitten  zeigt  der  Diallag  eine  Auslöschungs- 


*)    M.    Stark:    Geol.-petrogr.    Aufnahme    der    Eugnnocn.     Tschermaks 
Min.-petr.  Mitt.  XXVII.  Bd.  1908,  pag.  410,  416. 


11391     r>er  noetamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       139 

schiefe  <£  c  :  c  =  39 — 44°  im  stumpfen  Winkel  ß,  die  Auslöschung 
erfolgt  öfters  symmetrisch  nach  den  beiden  Seiten  von  (010),  so  daß 
sie  zueinander  in  Zwillingsstellung  sich  befinden,  dagegen  in  Schnitten 
nach  (100)  sich  die  Diallaglamellen  durch  ihre  weit  höhere  Doppel- 
brechung leicht  unterscheiden.  Schnitte  nach  (010)  zeigen  außer  den 
Diallaglamellen  auch  solche  von  Ilmenit,  die  parallel  (100)  einge- 
schaltet, bald  auffällig  dick  werden,  bald  zu  größter  Feinheit  herab- 
sinken. Diese  Lamellensysteme  von  Enstatit-Diallag-Ilmenit  sind  oft 
vielfach  gebogen,  seltener  geknickt.  Perthit-  und  antiperthit- 
ähnliche  Verwachsungen  von  Enstatit  und  Diallag  sind 
auch  hier  vertreten,  dagegen  scheinen  mikroklinähnliche  Gitterwerke 
zu  fehlen.  — 

Magmatische  Resorptionen  des  vor  dem  Diopsid  ausge- 
schiedenen Enstatits  fehlen  auch  diesem  Vorkommen  nicht,  wenn  sie 
auch  nicht  jene  Verbreitung  haben,  wie  in  den  anderen  Gesteinen 
auf  unserem  Zuge. 

In  der  Begleitung  des  Enstatits  rindet  sich  zumeist  der  An  di- 
opsid, welcher  durch  teils  grobe,  teils  überaus  feine  Faserung  und 
ausgezeichnete  Blätterigkeit  charakterisiert  erscheint,  welch  letztere 
durch  parallel  (110)  eingeschaltete  zahllose  Aktinolithlamellen  hervor- 
gerufen wird.  Derselbe  ist  blaßgrün  bis  farblos,  der  Pleochroismus 
schwach  a  =  c  grünlich,  b  gelblich  bis  farblos,  seine  Lichtbrechung 
ist  gleich  derjenigen  des  Enstatits,  dagegen  die  Doppelbrechung 
wesentlich  höher  als  im  Enstatit,  den  Wert  y  —  a  =  0*030  erreicht 
nach  Maßgabe  der  grünen  bis  violetten  Interferenzfarben;  die  spitze 
positive  Bisektrix  c  bildet  mit  c  den  «£  38°  im  stumpfen  Winkel  ß. 
Aehnlich  wie  beim  Enstatit  finden  wir  auch  im  Diopsid  Lamellen 
von  Ilmenit  parallel  (100)  eingeschaltet;  diese  wandeln  sich  gern 
gleich  denjenigen  in  den  Enstatiten  in  Titanit  um  und  erzeugen  dann 
den  metallartigen  Schiller  auf  (100).  Die  Menge  des  Diopsids  ist  so 
groß,  daß  er  wohl  als  gleichberechtigter  dritter  Faktor  unter  den 
wesentlichen  Komponenten  anzusehen  ist.  Auch  im  Serpentin  noch 
kann  man  im  Anfangsstadium  an  der  lamellaren  Textur,  der  höheren 
Doppelbrechung  die  formlosen  Kristalloide  des  Andiopsids  deutlich 
erkennen. 

Eine  ziemlich  verbreitete  Erscheinung  ist,  daß  die  auch  sonst 
im  Gestein  eingesprengten,  mehr  oder  weniger  großen  Ilmenite 
oder  dessenAggregate  eine  Umwandlung  in  sekundären  Titanit 
erleiden  und  wir  können  wohl  aus  der  Tatsache,  daß  sehr  viele 
Ilmenite  nur  zum  Teil  zu  Titanit  geworden,  zentral  oder  randlich 
noch  Ilmenit  sind,  darauf  schließen,  daß  auch  der  homogene  Titanit 
auf  demselben  Wege  entstanden  ist. 

Olivin,  Enstatit  und  Andiopsid  sind  nur  noch  in  zahlreichen 
Zwickeln  in  dem  herrschenden  Serpentin  erhalten  geblieben ;  in  diesen 
Zwickeln  macht  man  die  Beobachtung,  daß  die  Olivine  von  Enstatit 
und  Diopsid  eingeschlossen  werden,  es  ist  daher  die  Ausscheidungs- 
folge in  dem  vorliegenden  Gestein:  Ilmenit  und  Magnetit,  Olivin, 
Enstatit  und  zuletzt  Andiopsid. 

Im  Serpentin  sieht  man  wohl  ein  kleinmaschiges  Netz  von 
Magnetitschnüren,   allein   bei  der  hochgradigen  Verdichtung  des  Ser- 

18* 


140  Franz  Kretschmer.  T140] 

pentins  in  unserem  Gestein,  bei  dessen  niedrigster  Licht-  und  Doppel- 
brechung und  bei  dem  Umstand,  als  ein  großer  Teil  der  Serpentin- 
substanz (die  sogenannten  Balken)  sich  isotrop  verhält  und  infolge 
Kompensation  feinster  Fasern  im  Dünnschliffbilde  keine  Aufhellung 
erzielt  wird,  so  kann  man  bezüglich  unseres  Serpentins  nur  soviel 
sagen,  daß  er  eine  überaus  eng-  und  dichtgestrickte  Maschenstruktur 
besitzt,  welche  durch  seine  ganze  Masse  verbreitet  ist  und  zahllose 
kleinste  Fragmente  von  nicht  aufgezehrtem  Olivin,  Enstatit  und  An- 
diopsid  als  Einschlüsse  enthält.  Von  einer  rechtwinkligen  Gitterstruktur, 
welche  einen  Hinweis  auf  die  rechtwinkelige  Spaltbarkeit  der  Pyroxene 
enthalten  würde,  fehlt  jede  Spur.  Nur  in  der  nächsten  Umgebung  der 
erhalten  gebliebenen,  richtungslos  körnigen  Gesteinsanteile  von  ur- 
sprünglichem Olivin,  Enstatit  und  Diopsid  läßt  unser  Serpentin  die 
normale  grobe  Maschentextur  erkennen,  dessen  Maschen  mit  parallel- 
faserigem Metaxit  erfüllt  sind,  hauptsächlich  auf  Olivin,  teils  auf 
Diopsid  als  Ursprungsmineral  hinweisen. 

Regenerationen  des  dichten  Serpentins  zu  Chrysotil,  der 
durch  seine  höhere  Doppelbrechung  y  —  a  =  0*010  und  feinfaserige 
Textur  unterschieden  ist,  kommen  im  Schliff  nur  sporadisch  vor. 

Hervorzuheben  ist  gegenüber  den  später  zu  besprechenden  Vor- 
kommnissen der  gänzliche  Mangel  an  Feldspäten,  durch  welche  die 
Uebergänge  in  Gabbro  vermittelt  würden.  — 

In  einem  Gesteinsblock  unseres  Lherzolithserpentins  am  Juristen- 
stein vermehren  sich  die  Reste  von  Enstatit  (nebst  Enstatit-Diallag), 
Olivin  und  Diopsid  derartig,  daß  wir  in  solchem  Gestein  einen 
wenig  veränderten  körnigen  Lherzolith  vor  uns  haben  und 
darin  das  Ursprungsgestein  unseres  Lherzolithserpentins  erkennen,  in 
welchem  der  Serpentin  noch  nicht  überhand  genommen  hat,  vielmehr 
noch  an  zweiter  Stelle  steht.  Den  stark  perlmutterglänzenden 
und  blätterigen  Enstatit-Diallag  dieses  Gesteins  hält  man 
makroskopisch  für  echten  Diallag,  bis  der  Dünnschliff  u.  d.  P.  M. 
die  Entscheidung  bringt,  daß  tatsächlich  ein  lamellarer  Enstatit-Diallag 
vorliegt. 

In  einem  anderen  Gesteinsblock  wurde  eine  solche  Zusammen- 
setzung wahrgenommen,  wie  wir  sie  am  Weigelith  von  Kratzdorf 
kennen  gelernt  haben,  darin  der  lamellare  Enstatit-Diallag 
vorherrschend  zu  sein  scheint  und  wozu  sich  Olivin  und  Horn- 
blende (Var.  Achromait)  gesellt,  jedoch  so  daß  den  beiden  letzteren 
Komponenten  die  Rolle  von  Nebengemengteilen  zufällt;  Serpentini- 
sierung  hat  darin  nur  im  beschränkten  Maße  stattgefunden,  was  bei  der 
Widerstandsfähigkeit  des  Enstatit-Diallags  und  der  Hornblende  leicht 
begreiflich  ist;  wir  müssen  demzufolge  dieses  Spaltungsprodukt  des 
Altstädter  Lherzoliths  als  Weigelith  bezeichnen.  Wir  werden  des 
weiteren  zu  der  Annahme  genötigt,  daß  der  Lherzolith  am  Juristenstein 
ebenfalls  Schlieren,  beziehungsweise  Bänder  von  Weigelith  in 
den  Gesteinsverband  aufnimmt.  —  Der  lamellare  Enstatit-Dial- 
lag ist  vorwiegend  grünlichweiß  und  grünlichgrau,  im  Durchfallicht 
farblos;  seine  in  Form  von  Körnern  und  Leisten  ausgebildeten  Ag- 
gregate besitzen  stets  eine  ausgezeichnete  parallel  -  großblätterige 
Struktur  infolge   vollkommener  Teilbarkeit  nach  (100).    Das   Mineral 


T1411    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       141 

scheint  makroskopisch  ein  echter  Diallag,  die  Menge  desselben  ist  so 
groß,  daß  wir  das  Gestein  als  Diallagit  ansprechen  würden,  es  liegt 
jedoch  tatsächlich  ein  Weigelith  reich  an  lamellarem  En- 
statit  vor.  — 


Der  Marchit-Serpentinfels  am  „Engelbrech"  bei  Großwürben. 

Makroskopische  Untersuchung  unter  Beihilfe  von  Streupräparaten 
u.  d.  binok.  M.  —  Dieses  durch  seine  reiche  Enstatitführung  wichtige 
und  altbekannte  Vorkommen  liegt  bei  dem  Dorfe  Großwürben,  und 
zwar  von  den  letzten  Häusern  von  Ober-Großwürben  westlich  0*5  km 
auf  dem  dortigen  Feldwege  entfernt.  Hier  zählte  der  Verf.  etwa  15 
domförmige  z  u  t  a  g  e  anstehende  Felshöcker,  welche  bis 
6  m  Höhe  emporragen  und  aus  regellos  zerklüftetem  Marchitser- 
pentinfels  zusammengesetzt  sind,  davon  die  größte  und  weithin 
sichtbare  Felspartie  der  „Harbichstein"  genannt  wird;  wahrscheinlich 
bilden  diese  Felsmassen  unterirdisch  schon  in  geringer  Tiefe  ein  zu- 
sammenhängendes Stockwerk.  Das  dichte  und  matte  schwärzlichgrüne 
Gestein  der  gedachten  Felshöcker  besteht  wesentlich  aus  Serpentin 
und  enthält  makroskopisch  eine  größere  Menge  grünlichen  Enstatit, 
welcher  durch  seinen  metallartigen  Perlmutterglanz  auffällt  und  sich 
bis  zu  50%  der  Gesteinsmasse  und  darüber  anreichert. 

Das  gedachte  Stockwerk  von  Marchitserpentinfels  wird  von  einem 
grobkörnigen,  vielfach  gefalteten,  flaserigen  Muskovitgneis 
rings  umschlossen,  der  wohl  zu  den  kontaktmetamorphen  Sediment- 
gneisen der  oben  geschilderten  Schieferumwallung  gehört  und  durch 
seinen  Feldspat  Reichtum  auffällt.  In  nur  02  km  westlicher  Entfernung 
ziehen  daselbst  die  Randgebilde  unserer  großen  lakkolithischen 
Dioritgabbroganges  vorüber,  welche  daselbst  aus  einem  dick- 
bankigen  gneisartigen  Hornblendebiotit-Diorit  bestehen 1).  Der 
Engelbrechgraben  ist  an  der  Grenze  zwischen  den  Sediment-  und 
Eruptivgesteinen  erodiert.  Also  auch  in  dieser  Lokalität  erkennen 
wir  die  Abhängigkeit  des  ultrabasischen  Marchit -Serpentinstockes, 
von  der  Hauptmasse  des  nahen  dioritisch-gabbroiden  Gesteinszuges 
und  auch  da  wurde  nach  Maßgabe  der  tektonischen  Verhältnisse  der 
Sedimentgneis  mittels  Durchschlagsröhren  durchbohrt,  auf 
welcher  das  ultrabasische  Nachschubmagma  emporgedrungen  war. 

Ueber  die  Hauptgemengteile  unseres  Marchitserpentinfelses  sind 
folgende  makroskopische  Beobachtungen  mitzuteilen:  Der  Enstatit 
ist  zumeist  in  derben  Kristallplatten  und  blätterigen  Aggregaten,  aber 
auch  in  prismatischen  Kristallen  meist  mit  gerundeten  Endflächen 
und  domatischer  Querabsonderung  vertreten.  Die  Prismen  erreichen 
10  bis  20  mm  Länge  und  5  bis  10  mm  Dicke,  sie  werden  von 
oo  Poe  (100)  .oo  P  ^  (010)  begrenzt,  die  Endbegrenzung  ist  meist 
flach  gerundet  durch  die  wahrscheinliche  Beteiligung  mehrerer  flacher 
Pyramiden,  sie  sind  jedoch  selten  deutlich,  häufig  werden  die  Prismen 


>)    Siehe    1.   c.   Jahrb.    der   k.   k.   geol.   R.-A.    1897,    Bd.    47,    pag.    21—56 
und  Taf.   f. 


142  Franz  Kretschmer.  [142] 

durch  (001)  gerade  abgeschnitten.  Hier  und  dort  haben  sich  auch 
schöne  knieförmige  Zwillinge  nach  2  P  oo  (021)  gefunden,  wobei  sich 
die  Hauptachsen  unter  <£  82°  30'  schneiden ;  häufig  ist  Parallelver- 
wachsung der  Enstatitindividuen,  wodurch  sich  dieselben  zu  Kristall- 
platten und  Kristallstöcken  anreihen,  (Siehe  die  untenstehende  Fig.  22.) 
Ausgezeichnete  Spaltbarkeit  parallel  (HO)  und  Teilbarkeit  nach  (100), 
mit  dichtgedrängten  Spaltrissen,  oft  zu  großer  Feinheit  herabsinkend, 
was  die  Feinfaserigkeit  und  Feinblätterigkeit  des  Enstatits  bedingt; 
Querablösung  senkrecht  zur  Prismenachse  oder  parallel  flacher  Domen 
zumeist  vorhanden.  Auf  der  Teilbarkeitsfläche  nach  (100)  metallartiger 
Perlmutterglanz,  sonst  nur  matt  schimmernder  Seidenglanz;  im  durch- 
fallenden Licht  durchsichtig  und  farblos  bis  gelblichgrün,  im  reflek- 
tierten durchscheinend  grünlichweiß,  weingelb  und  lauchgrün.  —  Der 
Enstatit  ist  gespickt  mit  Magnetit,  der  oft  die  Form  0  (111)  deutlich 
erkennen  läßt  und  parallel  (10O)  eingeschaltet  ist;  häufig  ist  derselbe 
derartig  mit  kleinsten  Magnetitkörnchen  überfüllt,  daß  er  dadurch 
dunkelgrüne  Färbung  annimmt. 

Flg.  22. 

Knieförmiger  Enstatitzwilling. 


Die  Umwandlung  des  Enstatits  auf  dem  Wege  zum  Serpentin 
erfolgt  durch  die  Zwischenstufe  des  Bastits,  welcher  noch  die  Textur 
des  Enstatits  bewahrt,  hingegen  optisch  anders  orientiert  ist,  und  zwar 
a  =  b,  b  =  a,  c  =  c  und  chemisch  der  Zusammensetzung  des  Ser- 
pentins entspricht. 

An  keineswegs  häufigen  Stufen  des  Großwürbener  Marchit- 
serpentinfelses  ist  dem  Verf.  die  Auffindung  von  graugrünem  Diallag 
gelungen,  ausgezeichnet  durch  seine  vollkommene  Blätterigkeit  nach 
(100)  und  den  auf  dieser  Fläche  ruhenden  metallartigen,  oft  schil- 
lernden Perlmutterglanz;  derselbe  ist  meist  krummblätterig,  oft  in 
mehrfachen  Windungen  und  zeigt  einen  Zerfall  in  zahllose  kleinere, 
dem  Muskovit  ähnliche  Blättchen,  zwischen  denen  sich  die  Serpentin- 
substanz hindurchzieht.  Enstatit  und  Diallag  sind  miteinander  innig 
verwachsen.  Letzterer  wurde  sodann  allerdings  erst  im  Dünnschliff 
u.  d.  P.  M.  als  Andiopsid  erkannt  sowie  dessen  allgemeine  Verbreitung 
als  wesentlicher  Gemengteil. 

Der  Serpentin  ist  dicht,  von  muscheligem  bis  splitterigem  und 
glanzlosem  Bruch,  schwach  harzglänzend,  die  Farbe  ist  düster 
schwärzlichgrün,   seine   Masse   ist    durchaus   von    zahllosen   kleinsten 


[1431     Dor  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       143 

Körnchen  und  Kristallenen  von  Magnetit  der  Form  0(111)  erfüllt; 
daß  ein  Teil  dieser  Erze  zum  Chromit  gehört,  ist  wahrscheinlich ; 
durch  solche  massenhafte  Erzeinschlüsse  wird  die  völlige  Undurch- 
sichtigkeit  und  die  düsteren  Farbentöne  des  Serpentins  herbeigeführt. 
In  dünnen  Splittern  und  an  den  Kanten  erscheint  der  Serpentin 
jedoch  durchscheinend  und  alsdann  im  durchfallenden  Lichte  oliven- 
grün bis  gelblichgrün  und  farblos,  worin  man  überall  die  Magnetit- 
körner in  Nestchen  angehäuft  um  so  deutlicher  wahrnehmen  kann. 
Mit  dem  hohen  Gehalt  an  Magnetit  steht  die  hochgradige  Ablen- 
kung der  Magnetnadel  durch  das  Gestein  und  der  polare  Mag- 
netismus desselben  in  nahen  Beziehungen.  (Siehe  die  unten  pag.  147 
nachfolgende  chemische  Analyse.) 

Das  Gestein  bedeckt  sich  an  der  Oberfläche  und  von  den 
Strukturflächen  aus  mit  einer  bis  10  mm  dicken  Verwitterungs- 
rinde; dieselbe  besteht  aus  einer  weißlichgrau  und  hellgelblich 
gefärbten  matten,  sphäroidisch  aggregierten  Substanz,  welche  sich 
fettig  anfühlt,  weich  ist  und  bisweilen  pulverig  erscheint;  dieselbe 
gehört  nach  diesem  Verhalten  zum  Leukophit,  das  heißt  einem 
wasserhaltigen  Magnesiasilikat,  das  optisch  mit  dem  Serpentin  iden- 
tisch ist.  Dieser  Weißserpentin  ist  mit  regeneriertem  Magnetit  in 
Adern,  Leisten  und  Trümmchen  mehr  oder  weniger  stark  durchsetzt. 

Dazwischen  sehen  wir  hellgelbliche  Adern  und  Leisten  von 
blätterigem  und  schuppigem  Talk  mit  glimmerartiger  Spaltbarkeit 
hindurchziehen ;  oft  lassen  diese  Blätter  noch  jene  fein-  und  lang- 
faserige Textur  des  Enstatits  erkennen,  aus  welchem  dieser  groß- 
individualisierte Talk  hervorgegangen  ist;  der  letztere  ist  jedoch  weit 
weniger  mit  Erz  eingesprengt,  als  dies  beim  Leukophit  der  Fall  ist.  — 

Das  Auftreten  des  Enstatits  und  Diopsids  mit  ihren  Kristallen, 
faserigen  und  blätterigen  Aggregaten  im  Serpentin  erscheint  zum 
Teil  pseudoporphyrisch,  alsdann  des  letzteren  dichte  schwarz- 
grüne Masse  bei  weitem  überwiegt.  Zuweilen  kommt  aber  auch  das 
Gegenteil  vor,  indem  der  Serpentin  mehr  oder  weniger  an  Masse 
zurücktritt  und  das  Gestein  schließlich  fast  ganz  ausEnstatit 
nebst  Diopsid  besteht,  welche  dann  ausgebreitete  großkörnige, 
graugrün  gefärbte,  teils  parallel  verwachsene,  teils  polysynthetisch  ver- 
zwillingte  Aggregate  bilden,  welche  durch  ihren  starken  Perlmutterglanz 
auffallen,  dazwischen  sich  der  Serpentin  lediglich  in  schwachen  Adern, 
Leisten  und  Trümmchen  vorfindet,  jedoch  enthalten  auch  diese  noch 
zahlreiche  Enstatitreste.   Es   ist  also   ein  frischer  Marchitfels.  — 


Dünnschliff- Untersuchung  des  Marchitserpentinfelses 
vom  Harbichstein  bei  Großwürben. 

Im  Dünnschliff  finden  wir  die  makroskopische  Beobachtung  be- 
stätigt, daß  das  tiefschwarzgrüne  Gestein  relativ  frisch  erhalten 
ist;  die  nicht  serpentinisierten  Gesteinspartien  haben  eine 
ansehnliche  Verbreitung  und  darin  die  Menge  der  Ursprungsmineralien 
reichlich  sowie  in  charakteristischer  Ausbildung  vorhanden  ist,  so  daß 
diese  zum  Studium  sehr  geeignet  erscheinen.  Die  serpentinisierten 
Anteile  unterscheiden   sich   schon   im   gewöhnlichen  Licht   durch    die 


144  Franz  Kretschraer.  1 144  i 

sekundär  ausgeschiedenen  Magnetitschnüre,  welche  das  Maschennetz 
im  Serpentin  bilden,  während  die  unversehrten  primären  Partien 
selbstredend  davon  frei  sind.  Man  findet  sodann,  daß  in  unserem 
Gestein  der  Menge  nach  geordnet  Diopsid  und  Enstatit  als 
Hauptgemengteile,  hingegen  Ilmenit  und  sekundärer  Titanit,  ferner 
Magnetit   und    endlich   Olivin   als  Nebengemengteile    vertreten    sind. 

Der  neben  dem  Enstatit  ausgeschiedene  monokline  Pyroxen 
gehört  auch  in  diesem  Falle  zum  Andiopsid,  und  zwar  nach  Maß- 
gabe seiner  hohen  Doppelbrechung  7 — a  =  0*030,  die  Lichtbrechung 
ist  zufolge  der  rauhen  Oberfläche,  dem  erhabenen  Relief,  etwas  höher 
als  im  Enstatit  n  =  165  — 170;  derselbe  ist  entgegen  dem  auto- 
morphen Enstatit  nur  xenomorph  entwickelt,  wobei  dem  Andiopsid 
eine  langprisraatische  Gestalt  zukommt,  mit  sehr  feinen  Spalt- 
rissen nach  (110);  häufig  ist  Zwillingsbildung,  insbesondere  bei 
den  größeren  Diopsiden,  dergestalt,  daß  das  ganze  Individuum  der 
Länge  nach  von  einer  Zwillingsgrenze  durchsetzt  wird,  die  dasselbe 
in  zwei  ungefähr  gleich  breite,  nach  (100)  verzwillingte  Hälften  teilt 
mit  alternierender  Auslöschung;  auch  wurde  eine  stückweise  Einver- 
leibung von  in  Zwillingsstellung  befindlichen  Individuen  beobachtet. 
Im  Schliff  ist  der  Andiopsid  farblos  und  grünlich.  Der  Pleochroismus 
ist  sehr  schwach  a  —  c  grünlich,  b  grünlichgelb  bis  farblos,  zwischen 
X  Nicols  ist  er  durch  seine  Farbenpracht  von  Reingelb,  Grünlichgelb 
und  Gelblichgrün  IL  Ordnung  auffällig. 

Unser  Andiopsid  ist  wohl  ein  echter  Diopsid,  was  ihn  aber  von 
den  bisher  bekannten  Diopsiden  unterscheidet,  ist  seine  ausgezeichnete 
Lamellen  struktur,  und  zwar  sind  es  hauptsächlich  Lamellen 
von  Diallag  parallel  (HO)  eingeschaltet;  derselbe  ist  von  dem 
ersteren  durch  seine  bedeutend  niedrigere  Doppelbrechung  7 — a  = 
=  0-024  bis  0020  herab  scharf  unterschieden,  insbesondere  tritt 
diese  lamellare  Textur  in  Schnitten  nach  (100)  und  (HO)  unter 
X  Nicols  mit  prachtvoll  leuchtenden  Interferenzfarben  hervor,  welche 
dem  Himmelblau,  Violett  bis  Rotorange  IL  Ordnung  angehören,  alsdann 
heben  sich  die  Diallaglamellen  auf  dem  Diopsidgrunde  scharf  ab. 
Erwähnte  Lamellen  sind  bald  breiter,  bald  werden  sie  geradezu 
feinhaarig  und  wiederholen  sich  sodann  um  so  häufiger;  zuweilen  ist 
solche  Verwachsung  keine  lamellare,  sondern  gefleckte,  selten  ge- 
flammte. Die  Auslöschungsschiefe  des  Andiopsids  wurde  in  zahlreichen 
Schnitten  nach  (010)  mit  den  höchsten  Interferenzfarben  <  c:  c  =  38° 
im  stumpfen  Winkel  ß  gemessen,  dabei  erfolgt  die  Auslöschung  der 
Diallaglamellen   infolge   ihrer  parallelen  Einlagerung  gleichzeitig.  — 

Ein  anderer  Teil  des  Andiopsids  ist  mit  parallelen,  vielfach 
gebogenen  Lamellen  desEnstatits  durchwachsen,  dergestalt, 
daß  (010)  des  letzteren  mit  (100)  des  Diöpsids  und  den  Prismen- 
flächen zusammenfallen.  In  Schnitten  nach  (100)  ist  solche  Ver- 
wachsung unsichtbar,  dagegen  aber  in  solchen  nach  (010)  sichtbar, 
wo  der  Andiopsid  mit  dem  Winkel  c  :  c  =  44°  im  stumpfen  Winkel  ß 
auslöscht.  Die  letzterwähnten  Lamellen  löschen  abwechselnd  ver- 
schieden aus  in  der  Art,  daß  jede  zweite  Lamelle  dieselbe  Orien- 
tierung besitzt,  also  gleichwie  bei  po/p synthetischer  Zwillingsbildung. 
Auch    mikrok unähnliche  Gitterwerke   wurden   da   und    dort 


[145]    f)er  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      145 

an  diesem  ausgezeichnet  lamellaren  Andiopsid  beobachtet.  Als  zufällige 
Einschlüsse  des  Andiopsids  sind  körniger  und  oktaedrischer  Magnetit, 
ferner  Lamellen  und  Bleche  von  Ilmenit  anzuführen. 

Der  Enstatit  ist  mit  dem  Andiopsid  teils  in  richtungslos 
körnigen  Aggregaten  verwachsen,  teils  tritt  er  vom  Serpentin  rings 
umschlossen  in  selbständigen  Aggregaten  auf.  Der  automorphe 
Enstatit  entwickelt  modellscharfe  langprismatische  Kristalle  mit  steil- 
oder  flachpyramidaler  Endigung,  oder  aber  es  ist  terminal  eine  Gabel 
mit  2  bis  3  Zinken  ausgebildet,  dabei  erscheinen  die  Kristalle  teils 
geradlinig  oder  aber  verbogen.  Solche  automorphe  Enstatite  liegen 
porphyrisch  ausgeschieden  in  einer  kleinkörnigen 
Grundmasse  von  Enstatit-Diopsid,  oder  es  durchschießen 
große  Enstatite  den  benachbarten  Serpentin,  ein  Beweis, 
daß  letztere  der  Serpentinisierung  besser  widerstehen  als  ihre 
Grundmasse,  dieselben  sind  noch  so  gut  erhalten,  daß  die  Diallag- 
lamellen  darin  leicht  erkannt  werden.  Die  kleinen  Enstatite 
der  Grundmasse  sind  meist  verbogen  kreuz  und  quer  gelagert, 
dicht  zusammengeschart  und  zum  Teil  terminal  mehr  oder  weniger 
ausgefasert.  Im  Schliff  ist  unser  Enstatit  farblos  bis  grünlich ;  Pleo- 
chroismus  sehr  schwach  und  zwar  c  grünlich,  b  =  a  graugelblich. 

Die  lamellare  Verwachsung  mit  Diallag  ist  im  vor- 
liegenden Gestein  eine  allgemeine  Erscheinung,  der  fast  alle  Enstatit- 
Individuen  unterworfen  sind  und  ist  die  Zahl  solcher  Lamellen  selbst 
in  kleinen  Kristallen  beträchtlich,  welche  stets  parallel  (100)  einge- 
schaltet sind.  An  den  Schnitten  nach  (010)  mit  der  höchsten  Inter- 
ferenzfarbe wurde  als  Wert  der  Auslöschungsschiefe  «SC  c:  c  =  44° 
im  stumpfen  Winkel  ß  ermittelt. 

Magmatische  Korrosionen  finden  wir  besonders  ausgeprägt 
an  dem  früher  zur  Kristallisation  gelangten  Enstatit,  dessen  äußere 
Formen  so  stark  gelitten  haben,  bis  schließlich  nur  noch  zerfressene, 
regellos  eckige  oder  gerundete  Kristalle  sowie  Lamellen  desselben, 
gleichsam  in  dem  später  auf  seine  Kosten  gebildeten  Andiopsid  zu 
schwimmen  scheinen. 

Mit  den  Diallaglamellen  parallel  sind  dem  Enstatit  außerdem 
zahlreiche  Lamellen  von  Ilmenit  interponiert.  Anderseits  um- 
schließen größere  Ilmenite  Lamellen  von  Enstatit;  oder  letzterer 
wird  von  ersterem  konzentrisch  schalig  eingeschlossen.  Unter  den 
Ilmenitlamellen,  welche  dem  Enstatit  inneliegen,  bemerkt  man  überdies 
da  und  dort  weiße,  stark  lichtbrechende  Lamellen  des 
Titanits;  Lamellen,  welche  zur  einen  Hälfte  noch  aus  Ilmenit, 
zur  anderen  schon  aus  Titanit  bestehen,  belehren  uns  unzweifelhaft 
über  den  stattgehabten  Umwandlungsprozeß. 

Der  Titanit  tritt  in  unserem  Gestein  auch  in  zahlreichen 
selbständigen  größeren  Kristallen  und  unregelmäßigen  Lappen  auf 
(s.  Fig.  23),  so  daß  er  als  Nebengemengteil  aufzufassen  ist;  derselbe 
fällt  uns  sofort  im  Schliff  durch  die  farblosen  spitzrhombischen  Formen, 
dem  starken  Glasglanz,  die  rauhe  Oberfläche,  das  hohe  Relief  sowie 
die  starke  randliche  Totalreflexion  auf,  welche  auf  höchste  Licht-  und 
Doppelbrechung  hinweist,    deshalb  zwischen  X  Nicols   nur   die  weiß- 

Jabrbucb  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  (!7.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschmer.)     19 


146  Franz  Kretschmer.  |"1461 

liehen  irisierenden  Interferenzfarben  grün  und  violett  hoher  Ord- 
nungen. Die  prismatische  Spaltbarkeit  liefert  zahlreiche  grobe  Risse, 
welche  bezeichnenderweise  zu  den  spitzrhombischen  Umrißlinien  der 
Durchschnitte  nicht  parallel  laufen.  Die  Auslöschungsschiefe  <  c :  a 
ist  mit  38°  im  spitzen  Winkel  ß  gemessen  worden.  Es  kann  wohl 
kaum  einem  Zweifel  unterliegen,  daß  auch  dieser  Titanit  sekundär 
aus  den  großen  Ilmeniten  umkristallisierte. 

Fi?.  23. 

Großer  spitzrhomboedrischer  Titanitkristall  aus  Marchitserpentin. 

(Groß-Würben.) 


Als  ein  spärlicher  und  zufälliger  Gemengteil  ist  der  Olivin 
im  vorliegenden  Gestein  anzusehen,  dessen  wenige  im  Schliff  sicht- 
bare Individuen  mit  dem  Enstatit  innig  verwachsen  und  stark  re- 
sorbiert, daher  unvollständig  sind;  derselbe  ist  farblos,  seine  Licht- 
brechung höher  als  die  des  Enstatits  und  Diopsids,  daher  erhabenes 
Relief  und  runzelige  Oberfläche;  Schnitte  nach  (100)  haben  zahlreiche 
grobe  Spaltrisse  nach  (010)  und  grobe  unregelmäßige  Quersprünge. 

Der  Serpentin  ist  fast  ausschließlich  aus  den  beiden  Pyroxenen 
Enstatit  und  Andiopsid  sekundär  hervorgegangen,  er  ist  also  ein 
echter  Pyroxenserpentin,  von  einer  rechtwinkeligen  Anordnung 
der  Maschen  entsprechend  der  rechtwinkeligen  Spaltbarkeit  derPyroxene 
ist  jedoch  gleich  den  übrigen  Vorkommen  auch  in  diesem  Falle  keine 
Spur.  Der  Serpentin  ist  nach  der  Lichtbrechung  n  >  Kanadabalsam 
und  der  Doppelbrechung  ? — a  =  0-005  nach  Maßgabe  der  graublauen 
Interferenzfarben  ein  echter  Serpentin  und  besteht  zwischen  XNicols 
aus  einem  regellosen  klein-  und  engmaschigen  Gewebe,  in  welchem 
das  Netz  gebildet  wird  durch  Magnetitschnüre  und  Balken  iso- 
troper Serpentinsubstanz,  während  die  dichtgestrickten  Maschen 
meist  durch  parallel- und  querfaserigem  Mikrom etaxit  oder  durch 
radialfaserigen  oder  kraushaarigen  Mikropikrolith  ausgefüllt 
werden.  Die  Auslöschung  erfolgt  parallel  und  senkrecht  zu  den  Fasern, 
daher  die  Faserachse  Richtung  der  kleinsten  Elastizität.  Durch  die  fort- 
schreitende Serpentinisierung  wird   das  Maschengewebe  immer  enger 


f  147]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       147 

und  geht  stetig  weiter  der  submikroskopischen  Verdichtung 
entgegen,  ein  Prozeß  ähnlich  der  Saussuritisierung,  dessen  Korn  auch 
stetig  kleiner  und  dichter  wird.  Nur  auf  die  nächste  Umgebung  der 
frischen  Gesteinspartien  beschränkt,  ist  der  Serpentin  großmaschig 
und  zeigt  Spuren  langgestreckter  rektangulärer  Anordnung  der  Maschen, 
welche  Metaxit  enthalten,  dessen  Fasern  stets  senkrecht  stehen  auf 
den  Umrißlinien  der  Maschen.  —  Auch  diesem  Vorkommen  fehlen 
Feldspäte  vollständig.  — 

Chemische  Analyse    des   Marchitserpentins 
vom   Harbichstein    bei   Großwürben. 

Die  Stufen  zur  chemischen  Analyse  wurden  von  demselben  Fels- 
höcker, dem  sogenannten  „Harbichstein"  gewonnen,  von  welchem  auch 
die  Dünnschliffe  herrühren.  Die  chemische  Analyse  hat  folgende 
Resultate  geliefert: 

Analyse   III. 

Gewichtsprozente     Molekularprozente 

Kieselsäure  SiO^ 39-20  4485  38*58 

Titansäure  TiO, Spur  —  — 

Tonerde  4/203 , . . .        244  2-79  1-48 

Chromoxyd  CV.,03   0-21  0-24  0-08 

Eisenoxyd  Fc203 4-66  5-33  1-73 

Eisenoxydul  FeO  2-75  314  222 

Manganoxydul   MnO  0  06  007  006 

Magnesia  MgO 3774  43-18  55'53 

Kalkerde  CaO 073  0-38  035 

Kali  und  Natron  Kn()-\-  Na.,0  . . .  Spur  —  — 

Kohlensäure  CO, 0'3 1 

Phosphorsäure  P205 0016  0  02  0-02 

Krist.  und  Konst."  Wasser  H20. . .  10  92  —  — 

9903         10000         10000 

Gruppenwerte: 
S  =  38-58,  4  =  0,  C=035,  *'=  57-81,  T=l-08,  Ä  =  l-81,  7^=0-66. 

Gesteinsformel : 

-5386     «OO    ^01  J20. 

Aus  dem  Vergleiche  der  Gewichtsprozente,  der  Molekularprozente, 
gleichwie  der  Gruppenwerte  unseres  fast  olivinfreien  Marchit- 
serpentins vom  Harbichstein,  mit  denselben  Analysenzahlen  des 
olivinführenden  Lherzolithserpentins  vom  Zdiarberge  geht  die 
nahe  Uebereinstimmung  dieser  beiden  Gesteine  mit  Sicherheit  hervor. 
Vergleichen  wir  obige  Gesteinsformel  mit  den  Osann'schen  Typen- 
formeln, so  finden  wir  auch  in  diesem  Falle  die  nahezu  völlige 
Uebereinstimmung  mit  dem  Typus  Dun  Mountains,  für  welchen 
Osann  die  Typenformel 

s35    a0    c0  fiO 

19* 


148  Franz  Kretschmer,  [148] 

aufstellte,  demzufolge  auch  unser  Pyroxenit  gleich  dem  Zdiarberger 
Lherzolith  an  das  äußerste  basische  Ende  seiner  ultrabasischen 
Gesteinsfamilie  einzureihen  kommt.  Dieser  typische  Vertreter  seiner 
Art  erscheint  somit  als  ein  neues,  extrem  basisches  Glied 
der  Pyroxenitfamilie,  für  welche  der  vorgeschlagene  Name 
„Marchit"  anzunehmen  wäre. 

Bei  den  reinen  Pyroxeniten,  aus  Metasilikaten  bestehend,  hätte 
das  Verhältnis  S  :  F  dem  Werte  1  :  1  zu  genügen,  in  unserem  Marchit 
jedoch  ist  dieses  Verhältnis  1  :  1*50.  Nachdem  der  mikroskopische 
Befund  nur  spärlichen  Olivin  nachweisen  konnte,  so  müssen 
wir  darauf  zurückschließen,  daß  der  Enstatit  und  Andiopsid,  welche 
wesentlich  unseren  Marchit  zusammensetzen,  nicht  aus  Metasili- 
katen allein  hestehen  können,  sondern  daß  daran  auch 
Orthosilikatmoleküle  Anteil  nehmen.  Außerdem  wird  das 
gedachte  Verhältnis  durch  das  Auftreten  größerer  Mengen  von 
Magnetit  und  Ilmenit  getrübt,  weil  dann  FeO  in  F  verrechnet  wird. 
Die  Alkalien  spielen  darin  keine  Rolle,  die  kleine  Menge  von  Al2  03 
steckt  jedenfalls  in  den  Interpositionen  von  Diallag  sowohl  im  Enstatit, 
als  auch  im  Andiopsid. 

Es  ist  eine  bekannte  Tatsache,  daß  aus  Magmen  von  derselben 
Zusammensetzung  Gesteine  von  verschiedener  mineralischer  Aus- 
bildung entstehen  können.  Das  Olivin-Diopsid-Entektikum  bei  gewöhn- 
lichem Druck  liegt  nach  J.  H.  L. »Vogt1)  bei  etwa  32°/0  Olivin  und 
68%  Diopsid.  In  den  Peridotiten  (Lherzolith,  Dunit  etc.)  fängt  die 
Kristallisation  des  Olivins  stets  früher  an  als  diejenige  der  Pyroxen- 
mineralien.  In  den  an  rhombischen  und  monoklinen  Pyroxenmineralien 
reichen  Pyroxeniten  dagegen  begegnen  wir  der  umgekehrten 
Kristallisationsfolge  und  zwar  wird  Enstatit  und  Diopsid  früher  aus- 
geschieden, alsdann  der  Olivin  später  nachfolgt,  oder  wie  in  unseren 
Marchiten  nur  spärlich  oder  gar  nicht  mehr  zur  Ausscheidung  gelangt. 
—  In  den  Marchiten,  wo  Enstatit  und  Diopsid  nebeneinander  vor- 
kommen, hat  Verf.  stets  den  früheren  Anfang  der  Kristallisation  von 
Enstatit  und  den  späteren  von  Diopsid  feststellen  können.  Nach 
J.  H.  L.  Vogt  soll  bei  Ueberschuß  von  Mg2  Si2  06  der  Enstatit 
gänzlich  ausscheiden,  vor  Anfang  der  Kristallisation  von  Diopsid;  bei 
Ueberschuß  von  Ca  Mg  Si2  06  aber  soll  die  Menge  von  Mg2  Si2  06  in 
den  meisten  Fällen  gänzlich  in  den  Diopsid  aufgenommen  werden, 
ein  Fall,  der  jedoch  in  unseren  Pyroxeniten  nicht  vorkommt.  — 

Die  nahezu  vollständige  Kongruenz  der  oben  berechneten 
Gesteinsformeln  für  den  Lherzolith  vom  Zdiarberge  einerseits  und 
dem  Marchit  vom  Harbichstein  anderseits,  legen  uns  den  gemein- 
samen Ursprung  der  beiden  obwohl  petrographisch  verschiedenen 
Gesteine  dessenungeachtet  sehr  nahe  und  indem  wir  obige  Fest- 
stellungen auch  für  die  übrigen  petrographisch  gleichwertigen  Lher- 
zolith- und  Marchitvorkommen  substituieren,  gelangen  wir  zu  der 
Ueberzeugung,  daß  alle  diese  Gesteine  von  einem  gemeinsamen 
Magma  abstammen  und  daß  sie  unterirdisch  allerdings  in  großer 


a)  Tschermak-Beckes   Min.-petr.    Mitteil.    1908,  XXVII.  Bd.,  pag.  130 
und  153. 


I  140]  Der  metamorphc  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.        149 

Tiefe  mit  dem  Jakkolithischen  Dioritgabbrogange  zusammenhängen 
und  von  einem  gemeinsamen  Herde  nach  obenhin  ausstrahlen.  — 

Bis  zum  Fichtlich  (Kote  1109  m  Landesgrenze),  bis  wohin 
Verf.  seine  Felduntersuchung  ausgedehnt  hat,  findet  sich  auf  dem 
Liegendzuge  kein  Serpentinstock  mehr.  Es  ist  jedoch  zweifellos,  daß 
unser  großer  Dioritgabbrogang  auf  seinem  weiteren  Wege  gegen  NO  und 
seiner  knieförmigen  Wendung  gegen  NW,  das  ist  am  Hunds- 
rücken und  am  Nesselberg  sowie  bei  Niesnersberg  und  Gurschdorf 
von  Serpentinstöcken  in  seinem  Liegenden  auch  dortselbst  flankiert 
wird,  was  jedoch  späteren  Untersuchungen  vorbehalten  bleibt,  um 
die  gegenseitige  Publikation  nicht  allzulange  zu  verzögern. 

Ein  letzter  derzeit  bekannter  Serpentinstock  des  Liegendzuges 
liegt  bei  Scholzenhof  nächst  Siebenhuben  unweit  Gurschdorf, 
in  dessen  Nähe  der  große  sudetische  Randbruch  durchstreicht. 
Verf.  hat  dieses  Vorkommen  nicht  näher  untersucht.  — 


B.  Hangendzug  der  Peridotite  und  Pyroxenite  sowie  ihrer 

Serpentinfelse. 

Bei  der  Aufzählung  und  Untersuchung  dieser  sporadischen 
Stöcke  und  Stockwerke,  welche  unseren  dioritisch-gabbroiden 
Ganglakkolithin  seinem  Hangenden  gleich  Satelliten  begleiten, 
wollen  wir  genau  so  wie  dies  bezüglich  des  Liegendzuges  geschehen, 
am  südsüdwestlichen  Ende  desselben,  das  ist  an  der  großen 
Bruchlinie:  Marchthal  —  Buschin — Hambalekpaß  beginnen  und 
gegen  NNO  fortschreiten. 

Ein  ähnliches  Vorkommen  von  Lherzolithserpentin  wie .  am 
Zdiarberge  soll  sich  nach  Dr.  Josef  Melion1)  auf  dem  Hambalek- 
berge  bei  Buschin  befinden ;  der  Serpentin  wäre  auch  hier  dicht  und 
von  dunkelgrünem  Aussehen  und  führt  häufig  Enstatit  nebst  Magnetit. 
Auch  Prof.  F.  Kolenati  macht  von  diesem  Vorkommen  Erwähnung2). 
Verf.  hat  dieses  Serpentinvorkommen  an  Ort  und  Stelle  gesucht,  je- 
doch leider  nicht  gefunden.  Bei  Hofrat  Dr.  E.  Tietze,  welcher  den 
Hambalekpaß  auf  dem  Blatte  Landskron — Gewitsch  geologisch  kar- 
tierte, finden  wir  in  seinem  großen  Werke 3)  nirgends  eine  Erwäh- 
nung von  einem  Serpentinvorkommen  daselbst.  — 

Dagegen  hat  Verf.  in  Erfahrung  gebracht,  daß  bei  Jan  au  sehe  n- 
dorf  tatsächlich  Serpentinfels  auftritt;  dessen  Aufsuchung  sich  Verf. 
jedoch  für  später  vorbehält.  — 

Die  Ursprungsgesteine  und  deren  Serpentinfelse  im  Niklesgraben  bei 

Niklesdorf. 

(Hierzu  das  Querprofil  Fig.  24  durch  den  großen  Lerchberg.) 

Im  hohen  Maße  charakteristisch  auch  hinsichtlich  ihrer  geolo- 
gischen Erscheinungsform   sind   die  Serpentinstöcke  im    Niklesgraben 


»)  L.  c.  pag.  31. 

2)  L.  c.  pag.  32. 

3)  Die   geognost.   Verhältnisse   der   Gegend   von   Landskron   und  Gewitsch. 
Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R -A.  1902,  Bd.  51. 


150  Fran/-  Krctschmcr.  I  1501 

bei  Niklesdorf  im  oberen  Marchtal.  Von  der  Kirche  zu  Nikles  liegen 
dieselben  auf  der  neuen  Waldstraße  im  Niklesgraben  gemessen  1*5  km 
entfernt,  und  zwar  stößt  man  zunächst  am  Grabeneingange  auf  die 
mächtige  Amphibolitzone  am  Hangenden  unseres  lakkolithartigen 
Dioritgabbroganges,  dann  folgen  rostige  Glimmerschiefer  zum 
Teil  mit  Gneishabitus,  welche  am  Linksgehänge  einen  kleinen,  nur 
etwa  12m  mächtigen  Serpentins tock  umschließen;  sodann  treten, 
im  Graben  aufwärtsschreitend,  jene  mächtigen  Bio tit äugen gn  eise 
auf,  die  in  der  Berggruppe  des  sogenannten  „Altvaterwaldes"  herr- 
schend sind  und  das  allgemein  verbreitete  Hauptgestein  bilden.  Nun 
folgt  an  demselben  Gehänge  der  großartige  Serpentinstock  vom 
großen  Lerchberg,  der  an  der  Grenze  zwischen  Glimmerschiefer 
und  Biotitaugengneis  einerseits  und  der  Amphibolitzone  anderseits 
aufgebrochen  ist  und  hier  bei  dem  graphischen  Punkt  Kote  490  m 
(der  Spezialkarte  1 :  75.000)  eine  großartige,  zutage  anstehende,  nakte 
Felsmasse  von  zirka  16  m  Höhe  und  10  m  Breite,  den  sogenannten 
„Hohenstein",  bildet.  Die  geschilderte  Serpentinmasse  scheint  nach 
1  h  8  gd  gestreckt  und  findet  vom  „Hohenstein"  in  etwa  50  m  Ent- 
fernung ihr  derzeit  bekanntes  nordnordöstliches  Ende.  Im  Gegensatz 
zu  den  älteren  geologischen  Karten  dieser  Gegend,  müssen  wir  be- 
richtigend konstatieren,  daß  die  gedachten  Serpentinmassen  eine  weitere 
Fortsetzung  in  der  Richtung  des  allgemeinen  Streichens  NNO  ver- 
missen lassen. 

Dagegen  sind  wir  am  Rechtsgehänge  des  Niklesgrabens,  am  so- 
genannten kleinen  Lerchberg  (Waldstrecke  „Auf  der  Laimgrube") 
auf  einen  bedeutenden  Serpentinstock  mit  auffälliger  Kegelform 
gestoßen,  der  vom  Biotitaugengneis  umschlossen  wird.  Nach  einer  kur- 
zen Unterbrechung,  die  von  den  herrschenden  Biotitgneisen  ausgefüllt 
wird,  lagert  an  demselben  Grabengehänge  gegenüber  dem  Hohenstein 
auf  der  kegelförmigen  Berghöhe  „Bei  den  borbesen1)  Katzen" 
ein  vierter,  und  zwar  sehr  bedeutender  Serpentinstock,  eben- 
falls parallel  zum  allgemeinen  Streichen  gestreckt  ohne  weitere  Fort- 
setzung gegen  NNO,  derselbe  endigt  in  dem  umschließenden  Haupt- 
gestein, dem  Biotitaugengneis.  Ebensowenig  konnte  an  unseren  Ser- 
pentinstöcken eine  Fortsetzung  in  der  Richtung  SSW  gegen  die 
„Rowinka"  (Kote  617  tri)  aufgefunden  werden. 

Zwischen  den  Serpentinstöcken  des  Hohensteins,  beziehungsweise 
des  großen  Lerchberges  einerseits  und  jenen  „Bei  den  boibesen 
Katzen"  sowie  dem  kleinen  Lerchberg  anderseits,  hat  sich  der 
Niklesgraben  in  der  Zerrüttungszone  von  Biotitaugengneis  und  Glimmer- 
schiefer sein  Bett  gegraben.  Dank  diesem  Ereignis  gewinnen  wir  einen 
sicheren  Einblick  in  die  tektonischen  Verbältnisse  dieser  Serpentin- 
massen (siehe  das  nebenstehende  Querprofil  Figur  24)  dergestalt,  daß 
über  deren  geologische  Erscheinungsform  als  isolierte  Stöcke  hin- 
reichende Gewißheit  erbracht  ist,  welche  auf  den  diatrematischen 
Charakter  dieser  Eruptivgesteine  zweifellos  hinweist;  sie  haben  sich 
auf  Schlotten  ihren  Weg  gebahnt  und  zum  Teil  die  Deckgesteine 
auf  Explosionsröhren  durchgeschlagen.  Was  hier  im  Niklesgraben 


l)  Marchtaler  Dialektform  =  barfüßigen. 


[1511 


Der  metamporhe  Dioritgnbbrogang  im 


Schnee-  und  Bielengebirge.       151 


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152  Franz  Kretschmer.  [1521 

in  solch  sinnfälliger  Weise  zutage  liegt,  gilt  sinngemäß  auch  für  das 
Serpentinstockwerk  am  Zdiarberg  etc.,  nur  sind  dort  die  natürlichen 
Aufschlüsse  nicht  so  günstig  als  hier.  Wir  schreiten  nun  zur  petro- 
graphischen  Untersuchung  der  in  Rede  stehenden  Serpentinmassen 
und  deren  Ursprungsgesteine  und  beginnen  zunächst  mit  dem  Ser- 
pentinstock am : 

a)  Großer  Lerchberg.  (Südlicher  Ausläufer  des  Baudenberges.) 

Das  herrschende  Gestein  ist  daselbst  ein  polyedrisch  und  rich- 
tungslos zerklüfteter  dichter  Serpentinfels  bei  schwarzgrüner,  zu- 
weilen auch  blaugrüner  Färbung,  von  Schichtung  ist  keine  Spur,  nur 
lokal  macht  sich  eine  undeutliche,  nicht  anhaltende  Bankung  bemerk- 
bar. Fast  sämtliche  Kluftflächen  des  Serpentins  sind  mit  einer  Rinde 
faserigen  Chrysotils  überzogen,  die  vorwiegend  schwarzgrün,  weniger 
lauchgrün  oder  bläulich  gefärbt  ist.  Durch  Quetschung  und  hohem  Druck 
erscheinen  die  Chrysotilüberzüge  nach  Art  von  Harnischen  glän- 
zend und  spiegelnd,  was  auf  die  Volumvermehrung  bei  der  Ser- 
pentinbildung unverkennbar  hinweist,  in  deren  Gefolge  jene  mecha- 
nischen Einwirkungen  im  Innern  der  Serpentinmasse  selbst  ausgelöst 
wurden.  Denselben  Harnischen  begegneten  wir  auch  in  den  Serpentin- 
massen bei  Buschin  und  Nieder-Eisenberg. 

In  Splittern  und  in  Kanten  ist  der  Serpentin  im  durchfal- 
lenden Licht  weingelb,  blaßgelblich  und  weiß,  durchscheinend  bis 
farblos  durchsichtig;  man  macht  alsdann  die  Wahrnehmung,  daß  der- 
selbe mehr  oder  weniger  mit  Magnetit  der  Form  0  (111)  und  als 
Körner  imprägniert  erscheint,  jedoch  ist  dessen  Menge  im  großen 
und  ganzen  nicht  groß,  daher  das  Gestein  fast  ohne  jeden  Einfluß 
auf  die  Magnetnadel  ist.  Akzessorische  Gemengteile  sind  zahlreiche 
Nester  körniger  Aggregate  des  Chromits,  dessen  Menge  im  Nikleser 
Serpentinfels  überhaupt  bedeutend  ist;  da  und  dort  bemerken  wir 
Rutileinschlüsse  in  unserem  Serpentinfels,  die  im  Durchfallicht  braun- 
gelb sind;  sehr  spärlich  scheint  der  Feldspat  vertreten  zu  sein. 

Von  anderen  ursprünglichen  Hauptgemengteilen  konnte  ich  nur 
Diallagreste  und  einzelne  Olivinkörnchen  entdecken  und  auch 
diese  bei  ihrer  Kleinheit  sowie  schlechten  Erhaltung  nicht  mit  Sicherheit. 

Die  Regenerationen  des  Serpentinfelses  zu  Chrysotil 
kommen  nicht  nur  auf  den  Strukturflächen  (wie  bereits  oben  ange- 
führt), sondern  auch  auf  zahlreichen  Adern  und  Spältchen  im  Innern 
der  Serpentinmasse  selbst  vor,  welche  letztere  sie  oft  parallel  geordnet 
vielfach  durchziehen,  dabei  die  Chrysotilstengel  stets  senkrecht  auf 
den  Kluftwänden  anschießen.  Die  Chrysotilüberzüge  enthalten  häufig 
soviel  Magnetit  eingesprengt,  daß  sie  davon  ihre  schwarze  Färbung 
empfangen. 

Der  Serpentinfels  vom  großen  Lerchberg  bedeckt  sich  —  gleich- 
wie alle  übrigen  Nikleser  Serpentine  —  am  Tage  infolge  der  Atmo- 
sphärilien-Wirkung mit  einer  weißen  graumelierten  Verwit- 
terungsrinde, deren  Zusammensetzung  nach  Maßgabe  der  Be- 
obachtungen u.  d.  binok.  M.  aus  Leukophit  besteht,  worauf  wir 
noch  weiter  unten  ausführlich  zurückkommen  wollen. 


1 1531  Der  metamorphe  Diorilgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       15J5 


b)    Biclenit  (Diallag-Olivin-Eiistatitfels)  als  Ursprungsgestein  der  Serpentiu- 
massen  am  großen  Lerchberg. 

Am  Fuße  des  großen  Lerchberges  und  der  Sohle  des  Nikles- 
grabens  stieß  Verfasser  auf  große  Trümmer  und  kubikmetergroße 
Blöcke  eines  schwarzgrauen  feinkörnigen  Gesteins,  welche 
von  einem  kolossalen,  vermutlich  anstehenden  Gesteinsblock  abstammten, 
der  beim  Bau  der  neuen  Waldstraße  durch  Sprengungen  zerkleinert 
und  auf  diese  Weise  beseitigt  werden  mußte.  Auch  sonst  lagen 
Blöcke  solch  frischen  Gesteins  daselbst  auf  der  Grabensohle  umher. 
Bei  genauer  Betrachtung  erkannte  ich  sofort  im  Felde,  daß  das 
schwarzgraue  Massengestein  kein  Serpentin  ist;  mit  Hilfe  der  Lupe 
fand  ich  ferner ,  daß  ein  feinkörniges  Gemenge  ver- 
schiedener Pyroxene  nebst  Olivin,  wahrscheinlich  das  Ur- 
sprungsgestein des  Serpentins  vom  großen  Lerchberg  vorliegt.  Ser- 
pentinisierung  macht  sich  im  Gestein  nur  im  untergeordneten  Maße 
bemerklich,  und  zwar  hauptsächlich  an  offenen  und  versteckten 
Strukturflächen,  weniger  im  Gestein  selbst. 

Mit  Hilfe  des  binok.  Mikroskops  erkannte  ich  alsdann  an  Streu- 
präparaten ein  kleinkristalliges,  dicht  verwebtes  Gemenge  von  kurz- 
bis  langprismatischem  Enstatit  mit  blätterigem  Diallag  und  mit 
rundkörnigem  Olivin;  dazwischen  ziehen  halb-  und  ganzserpentini- 
sierte  Gesteinsanteile  hindurch.  Der  Enstatit  ist  graugrünlich,  zeigt 
ausgezeichnete  Spaltbarkeit  nach  ooP(HO),  dabei  sind  die  Spaltrisse 
so  dicht  gedrängt,  daß  dadurch  Feinfaserigkeit  bedingt  wird.  Die 
Prismen  werden  in  der  Regel  bloß  von  den  Pinakoiden  coPoo  (100). 
oo  P  oo  (010)  begrenzt,  Endflächen  scheinen  zu  fehlen.  —  Der  Diallag 
ist  grünlichweiß,  graugrün  bis  olivgrün,  charakteristische  Teilbarkeit 
nach  (100)  mit  starkem  Perlmutterglanz  auf  letzterer  Fläche;  keine 
Kristalle,  nur  blätterigstruierte  Körner  und  Aggregate  solcher,  des 
öfteren  die  Diallagblätter  innig  verfilzt.  —  Der  Olivin  ist  olivgrün  bis 
weingelb  und  besteht  aus  einzelnen  rundlichen  Körnern  oder  klein- 
körnigen Aggregaten  desselben.  Akzessorische  Gemeng'teile  sind  an- 
zuführen. Relativ  wenig  Chromit  mit  bald  stärkerem,  bald  schwächerem 
Metallglanz  und  spärlich  zwischengeklemmte  Feldspäte  (?),  noch  spar- 
samer ist  Magnetit  eingestreut,  demzufolge  sich  auch  das  Gestein  in 
Bezug  auf  die  Magnetnadel  gänzlich  indifferent  verhält. 

Von  den  drei  Hauptgemengteilen  überwiegt  zuweilen  der 
Diallag  die  beiden  anderen  Mineralien  derartig,  daß  sich  das  Gestein 
einem  Diallagit  nähert,  in  anderen  Gesteinspartien  halten  sich 
Enstatit  und  Diallag  das  Gleichgewicht,  wozu  noch  der  Olivin  als 
gleichberechtigter  dritter  Faktor  hinzukommt;  zumeist  entspricht  je- 
doch das  Mengenverhältnis  der  hier  angeführten  Reihenfolge  gedachter 
Hauptgemengteile  in  absteigender  Proportion. 

Die  Umwandlung  des  Bielenits  in  Serpentin  beginnt 
mit  dem  Olivin,  ergreift  dann  den  Enstatit,  während  der  Diallag  am 
längsten  Widerstand  leistet,  deshalb  wir  in  der  Serpentinmasse  noch 
häufig  unversehrten  Diallagresten  begegnen.  — 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917;  67.  Band,  1.  Hoft.  (F.  Kictschiner.)     20 


154  Franz  Kretschmer.  [154] 

Dünnschliffuntersuchung  des  Bielenits  vorn  großen 

Lerchberg. 

Im  Dünnschliff  wird  der  makroskopische  Befund  bestätigt,  denn 
wir  finden,  daß  das  Gestein  zum  größten  Teil  frisch  erhalten  und 
Serpentinisierung  nur  im  geringen  Maße  um  sich  gegriffen  hat.  Wir 
machen  ferner  in  Uebereinstimmung  mit  obigen  Beobachtungen  die 
Wahrnehmung,  daß  die  Zusammensetzung  dieses  hochwichtigen  Gesteins 
die  drei  Hauptkomponenten  —  ihrer  Menge  nach  geordnet:  Diallag, 
Olivin  und  Enstatit  ausmachen,  dagegen  der  Andiopsid  hier 
gänzlich  fehlt,  was  ein  so  wesentlich  verschiedenes  Dünnschliffbild 
ergibt,  daß  wir  das  Gestein  unmöglich  mit  dem  Lherzolith  in  einen 
Topf  werfen  können,  sondern  hierfür  den  Artnamen:  Bielenit  in 
Vorschlag  bringen,  und  zwar  nach  dem  zweiten  Hauptflusse  des  Ver- 
breitungsgebietes vorliegender  Gesteine:  „Die  Biele"  und  der  danach 
benannnten  Berggruppe,  dem  Bielengebirge1),  um  nicht  jedesmal 
die  grundlegenden  Merkmale  dieses  ternären  Peridotittypus  aufrechnen 
zu  müssen.  Die  gedachten  drei  Komponenten  erscheinen  u.  d.  P.  M. 
in  geradezu  sinnverwirrender  Mannigfaltigkeit  und  Abwechslung  mit- 
einander verwachsen.  — 

Der  an  Menge  vorwaltende  Diallag  ist  in  sehr  unregel- 
mäßigen Kristalloiden,  beziehungsweise  Körnern  vertreten,  darunter 
solche,  welche  nach  der  Klinoachse  ungewöhnlich  langgestreckt  sind; 
wie  wir  uns  an  zahlreichen  Basisschnitten  überzeugt  haben,  ist  stets 
eine  ausgezeichnete  Spaltbarkeit  nach  (110),  welche  sich  bis  zur 
Feinfaserigkeit  steigert,  sowie  eine  gleich  vollkommene  Teilbarkeit 
nach  (100)  vorhanden,  Spaltrisse  parallel  (001)  in  vielen  Schnitten 
wahrnehmbar ;  Zwillingsbildungen  nach  (100)  selten,  aber  im  einzelnen 
Falle  mehrfach  wiederholt.  Durchwachsungen  mit  Enstatit  liegen 
in  diesem  Diallag  nicht  vor,  dagegen  öfters  solche  mit  Olivin, 
welcher  den  Spaltrissen  nach  (100)  des  Diallags  eingelagert  erscheint. 
Das  Relief  des  Diallags  ist  höher  als  das  des  Oiivins,  das  erstere 
wird  erst  bei  stärkerer  Kondensorsenkung  deutlich  n  =  1-69;  die 
Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der  Interferenzfarben  am  Anfange  der 
II.  Ordnung  und  Ende  der  I.  Ordnung  7 — a  =  0*024  auf  Schnitten 
nach  (010)  bis  (HO);  dagegen  auf  solchen  nach  (100)  ß — rx  aber 
nur  0*003,  daher  die  lavendelgrauen  Interferenzfarben.  Die  spitze 
positive  Bisektrix  c  schließt  mit  c  den  <£  — -  38*5°  ein,  und  zwar 
gemessen  im  stumpfen  Winkel  ß.  Die  Farbe  des  Diallags  im  Schliff 
ist  graugrün  bis  farblos,  der  Pleochroismus  c  grünlich  bis  lauchgrün, 
b  =  a  farblos. 

In  der  Gesellschaft  des  Diallags  wurde  ein  feinstrahliger, 
beziehungsweise  feinfaseriger  blaßgrünlicher  Aktinolith  beobachtet, 
dessen  Doppelbrechung  y— a  =  0-027  beträgt,  während  die  Aus- 
löschungsschiefe c:c  =  15°  im  spitzen  Winkel  ß  gemessen  wurde. 
Derartige  Aktinolithfasern  nehmen  stellenweise  dergestalt  zu,  daß  sie 
im  Dünnschliffbilde  sofort  auffallen.  Es  ist  wahrscheinlich,  daß  ein 
Teil  dieser  Umwandlungsprodukte  von  Diallag  abstammt. 


>)  Siehe  bei  J.  Guck ler,  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1897,  Bd.  47,  pag.  189. 


[155]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.        155 

Der  Olivin,  welcher  zum  Teil  der  Serpentinisierung  anheim- 
gefallen ist,  zeigt  soweit  er  noch  erhalten  eine  hochgradige  Zerklüftung 
seiner  zahlreichen  bald  größeren,  bald  kleineren  zugerundeten  Körner, 
derselbe  ist  demzufolge  zumeist  zu  einem  Olivin grus  zerfallen, 
was  bis  zur  Nachahmung  von  Mörtelstruktur  fortschreitet.  Es 
sind  daher  vollständig  erhaltene  Olivinindividuen,  an  welchen  wir  deren 
Physiographie  studieren  könnten,  relativ  selten,  gleichwie  Kristalle 
gänzlich  fehlen.  Vollkommene  Spaltbarkeit  in  groben  Spaltrissen 
nach  (010)  ist  stets  vorhanden,  solche  nach  (001)  da  und  dort  ange^ 
deutet,  sowie  grobe  Quersprünge  annähernd  _L  c  häufig  sind.  Im 
Schliffe  meist  farblos,  selten  gelblichgrün  infolge  beginnender  Um- 
wandlung; Lichtbrechung  bedeutend,  jedoch  geringer  als  im  Diallag, 
daher  wohl  hohes  Relief  und  runzelige  Oberfläche,  aber  geringer  als 
im  letzteren,  dagegen  die  Doppelbrechung  stark,  und  zwar  in  Basis- 
schnitten y—  a  =  O"036,  daher  die  dunkelviolettroten  und  orangegelben 
Interferenzfarben  am  Ende  der  II.  Ordnung,  ferner  auf  (010)  nur 
0019  und  auf  (100)  nur  noch  0-017,  also  halbgroße  Differenz  der 
Brechungsexponenten,  was  braungelbe  Interferenzfarben  ergibt. 

Aehnlich  wie  beim  Diallag  finden  wir  an  der  Peripherie  der 
Olivinindividuen  und  auf  den  Zerklüftungsflächen  fortschreitend  Um- 
wandlung in  faserige  und  strähnige  Aggregate  eines  farblosen  bis 
blaßgrünen  Aktinoliths,  dessen  Doppelbrechung  y — «  =>  0'027 
und  die  Auslöschungsschiefe  c:c  =  15°  gefunden  wurde.  Solche 
Wucherung  kann  bisweilen  bloß  einzelne  Teile,  fortschreitend  auch 
ganze  Individuen  des  Olivins  erfassen  und  bis  zur  Unkenntlichkeit 
verändern. 

Der  rhombische  Pyroxen  ist  meist  als  Enstatit  anwesend,  wir 
werden  uns  unten  folgend  überzeugen,  daß  ein  Teil  davon  dem 
Hypersthen  zugerechnet  werden  muß.  Die  Form  des  Enstatits  ent- 
spricht bei  den  großen  Kristallen  langgestreckten  Prismen,  während  die 

Fig.  25. 

Basisschnitte  des  Enstatit  aus  Bielenit.    Niklesgraben. 


(OIO)  *  (110> 


(100)  (100) 


kleinen  Kristalle  gedrungene  Prismen  bilden,  begrenzt  von  oo  P  oo 
(100) .  oo  P  ob  (010)  oder  aber  oo  P  oo  (100) .  oo  P  (110)  mit  pyrami- 
daler Zuschärfung  an  den  beiden  Enden,  zumeist  aber  dortselbst 
serpentinisiert,  wo  dieser  Prozeß  beginnt.  (Siehe  die  obenstehende 
Abb.  25.)  Basisschuitte  zeigen  ungefähr  rechtwinkelig  kreuzende  grobe 
Spaltrisse  nach  (110)  und  eine  nicht  immer  vorhandene  oder  absätzige 
Teilbarkeit  nach  (100).  Sehr  charakteristisch  für  den  Enstatit  ist  die 
starke  Torsion  seiner  Kristalle,  was  wir  sehr  gut  an  dem 
gewundenen  Verlaufe   seiner  Spaltrisse  und  dessen  Einschlüssen  ver- 

20* 


156  Franz  Kretschmer.  [156] 

folgen  können,  welche  parallel  den  Spaltrissen  eingelagert  erscheinen, 
alsdann  solche  Kristalle  Strängen  ähnlich  werden.  Der  Enstatit  ist 
im  Schliffe  farblos,  von  mittlerer  Lichtbrechung  n  =  1*67,  Doppel- 
brechung auf  (010)  y — a  ==  0-008,  also  recht  schwach,  daher  Inter- 
ferenzfarben etwas  niedriger  als  Quarz,  dagegen  auf  (10O)  bloß 
0005  und  auf  (001)  nur  0*004,  was  unter  X  Nicols  lavendelgraue 
Farbentöne  gibt. 

Der  in  Begleitung  des  Enstatits  auftretende  Hypersthen 
zeigt  in  morphologischer  Hinsicht  dieselbe  Ausbildung  wie  der  Enstatit- 
ebenso  die  gleiche  Spaltbarkeit  des  letzteren;  im  Schliff  auffälliger 
weise  gleichwie  der  Enstatit  farblos,  Lichtbrechung  jedoch  höher 
als  im  Enstatit  n  =  1*70,  desgleichen  auch  die  Doppelbrechung 
stärker,  und  zwar  nach  Maßgabe  der  braungelben  Interferenzfarben 
in  Schnitten  nach  (010)  7 — a  =  0014.  Ist  im  Enstatit  c  =  spitze 
positive  Bisektrix,  erscheint  im  Hypersthen  a  =  spitze  negative  Bisek- 
trix, daher  optischer  Charakter  negativ,  im  Gegensatz  zu  dem 
optisch  positiven  Enstatit.  Beide  rhombische  Pyroxene  gehören 
einer  Reihe  an,  so  daß  zwischen  Enstatit  und  Hypersthen  allmäh- 
liche Uebergänge  bestehen. 

Besonderes  Interesse  ist  geknüpft  an  die  zahlreichen,  den  Spalt- 
rissen nach  (100)  eingelagerten  opaken  Lamellen  von  Ilmenit, 
welche  fast  in  keinem  der  vielen  Enstatit-  und  Hypersthen-Schnitte 
fehlen.  Daß  in  diesem  Falle  tatsächlich  Ilmenit  vorliegt,  erkennen 
wir  mit  Sicherheit  daran,  daß  ein  namhafter  Teil  dieser  gesetzmäßig 
eingeschalteten  Ilmenitlamellen  bereits  ganz  oder  teilweise  in 
Titanit  von  höchster  Licht-  und  Doppelbrechung  umgewandelt  ist, 
wobei  der  gedachte  Prozeß  in  den  Lamellen  von  innen  nach  außenhin 
fortschreitet.  — 

Die  gesetzmäßig  eingeschalteten  Diallaglamellen,  durch  welche 
der  Enstatit  in  den  Gesteinen  des  Liegendzuges  ausgezeichnet  ist, 
und  dort  allgemein  verbreitet  sind,  vermissen  wir  in  unserem  Ursprungs- 
gesteine bezeichnenderweise,  weil  es  zur  selbständigen  Kristallisation 
des  Diallags  gekommen  ist.  Endlich  ist  es  für  die  Hauptgemengteile 
unseres  Bielenit  charakteristisch,  daß  speziell  am  Diallag  und  Olivin 
allgemein  die  Erscheinungen  magmatischer  Korrosion  deutlich 
zu  erkennen  sind,  weil  Kristalle  und  Körner  derselben  an  der  Peri- 
pherie mehr  oder  weniger  abgenagt  erscheinen,  wodurch  die  Indi- 
viduen oft  die  bizarrsten  Formen  annehmen  und  wenig  scharfe  bis 
undeutliche  Konturen  aufweisen. 

Der  Chrom  it  bildet  dem  Ilmenit  ähnliche  schlackenartige 
Formen,  er  ist  opak  mit  braunen  Rändern  und  massenhaft  sowohl  im 
Olivin  und  reinem  Serpentin  als  auch  im  Diallag  ausgeschieden.  Der 
Ilmenit  ist  mehrfach  mit  Rändern  von  weißem,  stark  licht-  und 
doppelbrechenden  Leukoxen  versehen.  Magnetit  ist  in  einzelnen 
Kriställchen  und  Körnern  in  allen  drei  Hauptgemengteilen  in  mäßiger 
Menge  eingestreut. 

Der  Serpentin  der  Bielenitschliffe  vom  großen  Lerchberg 
ist  im  Auffallicht  hellgrasgrün,  im  Durchfallicht  farblos,  seine  Licht- 
brechung ist  gleich  der  des  Kanadabalsams  n  =  1*54,  die  Doppel- 
brechung nach  Maßgabe  der  einheitlichen  graublauen  Interferenzfarben 


[1571   Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.        157 

1 — sc  —  0005 ;  nach  seinem  mikroskopischen  Kleingefüge  müssen  wir 
ihn  dem  parallelfaserigen  Mikrometaxit  zurechnen.  —  Dazwischen 
finden  wir  mit  dem  Serpentin  innig  verwachsen  den  Chrysotil, 
welcher  sofort  durch  seine  hohe  Doppelbrechung,  seine  überaus  feine 
Parallelfaserigkeit  und  seinen  schichtenförmigen  Aufbau  auffällig  wird. 
Die  Lichtbrechung  ist  im  Chrysotil  gleich  derjenigen  des  Kanadabal- 
sams n  =  154,  dagegen  die  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der  hell- 
gelben Interferenzfarben  dem  Exponent  y —  a  —  0011  entspricht. 
—  Im  Anfangsstadium  der  Serpentinisierung  erkennen  wir  noch 
deutlich  die  Körner  desOlivingruses,  was  Maschenstruktur  zur 
Folge  hat,  gleichwie  wir  auch  die  prismatischen  Formen  des 
Enstatits  im  Serpentin  wiederfinden,  bis  bei  weiter  fortschreitendem 
Prozeß  die  Kornverdichtung  stetig  weiter  zunimmt  und  nichts  mehr 
an  den  früheren  Mineralbestand  erinnert;  nur  der  Diallag  ist  davon 
noch  ziemlich  verschont  geblieben. 

Die  ursprüngliche  Struktur  des  Gesteins  ist  eine  richtungslos 
hypidiomorphkörnige  ;  die  Ausscheidungsfolge  der  Komponenten  : 
Erze,  Diallag,  Olivin  und  zuletzt  Enstatit.  Der  Grund  für  die  Aus- 
scheidung des  Diallags  vor  Olivin  dürfte  wohl  durch  seine  größere 
Masse  bedingt  gewesen  sein.  — 

c)  Serpentinfels  am  Höllenstein  im  Niklesgraben. 

Gleichwie  am  großen  Lerchberg  kommen  auch  hier  Gesteine 
vor,  deren  Serpentinisierung  mehr  oder  weniger  weit  fortgeschritten 
ist,  in  anderen  noch  stärker  zurückgeblieben  und  das  Ursprungsgestein 
selbst  bei  makroskopischer  Beobachtung  noch  relativ  gut  erhalten 
scheint. 

Der  Serpentinfels  hat  auch  am  Hohenstein  die  bereits  oben 
geschilderte  physikalische  und  morphologische  Beschaffenheit,  nur  ist 
derselbe  hier  bedeutend  reicher  an  Magnetit  als  der  vorige,  daher 
eine  nicht  unbedeutende  Einwirkung  auf  die  Magnetnadel  äußert; 
auch  ist  der  Magnetismus  ein  polarer,  jedoch  weist  er  nicht  jene 
Intensität  auf,  wie  wir  solche  zum  Beispiel  am  Weigelith  und  den 
Marchitserpentinen  von  Kratzdorf  und  Großwürben  zu  beobachten 
Gelegenheit  hatten.  Faseriger  Chrysotil  fehlt  auch  dem  Serpentinfels 
vom  Hohenstein  nicht.  — 

Von  den  Ursprungsmineralien  ist  noch  zu  erkennen:  viel  rund- 
körniger Olivin  oder  kleinkörnige  Aggregate  desselben;  ferner  lang- 
prismatischer Enstatit,  der  infolge  seiner  dichtgedrängten  Spalt- 
risse nach  (110)  feinfaserig  wird  und  auf  (100)  starken  Perlmutterglanz 
entwickelt;  dagegen  scheint  Diallag,  beziehungsweise  Diopsid  zu 
fehlen.  —  Umwandlung  beider  Ursprungsmineralien  in  Serpentin  ist 
insbesondere  deutlich  zu  verfolgen  an  dem  dünnstengeligen  Enstatit, 
dessen  Stengel  allmählig  im  Serpentin  verschwinden;  dessenungeachtet 
ist  die  Menge  der  frischerhaltenen  Ursprungsmineralien,  insbesondere 
des  Enstatits  im  vorliegenden  Gestein  nicht  unbedeutend. 

Im  ganzen  Gestein  verteilt  begegnen  wir  häufig  Nestern  von 
feinkörnigen,  zum  Teil  auch  schuppigen  Aggregaten  und  oktaedrischen 
Kristallenen  des  Chromits,  dessen  Farbe  einsenschwarz  und  braun- 


158  #  Franz  Kretschraer.  TloSl 

schwarz  bei  starkem  Metallglanz.  U.  d.  M.  erkannte  ich  zumeist 
0  (111)  sowie  auch  Ö.oo  0  oo  (111) .  (100).  Ueberhaupt  sind  die 
Serpentinfelse  des  Niklesgrabens  im  Vergleich  zu  den  anderen  Serpen- 
tinfelsen auf  unserem  Gangzuge  auffallend  reich  an  Chromit. 
Akzessorisch  ist,  wie  bereits  oben  auseinandergesetzt,  Magnetit; 
ferner  Beschläge  und  Ueberrindungen  von  Kalzit  und  amorphe 
Kieselerde,  die  wahrscheinlich  zum  Opal  gehört;  stellenweise  häufen 
sich  solch  sekundäre  Ausscheidungen  besonders  an  und  sind  im  Gestein 
allgegenwärtig.  Feldspäte  scheinen  auch  diesem  Vorkommen  ganz  zu 
fehlen.  — 

d)  Bielenit  am  Hohenstein  im  Niklesgraben. 

Gleichwie  am  großen  Lerchberg,  stieß  Verf.  auch  am  Hohenstein 
auf  mehrere  umherliegende,  viele  Kubikmeter  große  Blöcke  des 
Ursprungsgesteins,  das  sich  schon  makroskopisch  als  ein  schwarz- 
graues feinkörniges  Gern  enge  mannigfaltiger  Pyroxene 
zu  erkennen  gab,  also  kein  Serpentinfels  vorliegt,  mit  diesem  je- 
doch durch  alle  möglichen  Uebergänge  verknüpft  ist.  U.  d.  binok.  M.  an 
Streupräparaten  tritt  uns  ein  hochinteressantes,  innig  verfilztes  Gewebe 
von  herrschenden  Pyroxenen  entgegen.  Es  ist  wesentlich  ein  grünlich- 
und  gelblichweißer  E  n  s  t  a  t  i  t  mit  stark  perlmutterglänzendem  D  i  a  1 1  a  g 
verwachsen.  Letzterer,  ist  durch  seine  Teilbarkeit  nach  (100)  und 
dessen  Glanz  charakterisiert;  dagegen  die  Kristalle  des  Enstatits 
durch  die  kurz-  bis  langsäulige  Form  oo  P  oo  (100) .  oo  P  oo  (010), 
ihre  vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (110)  und  durch  eine  solche  nach 
(001)  sowie  Querabsonderung  senkrecht  c  ausgezeichnet  sind.  Die 
Enstatitsäulen  werden  zuweilen  terminal  von  einem  konvex  abgerundeten 
o  P  (001)  begrenzt.  Beide  Pyroxene  sind  miteinander  derartig  ver- 
wachsen, daß  ihre  Trennung  auf  Schwierigkeiten  stößt.  —  Als  dritter 
wesentlicher  Gemengteil  beteiligt  sich  auch  in  diesem  Gestein  ein 
olivgrüner  bis  gelbgrüner  rundkörniger  Olivin  mit  vorwaltend  größeren 
Körnern,  doch  ist  bereits  ein  Teil  dieses  Olivins  auf  dem  Wege  der 
Umwandlung  zu  Serpentin  ungleich  weit  fortgeschritten.  Wo  die 
Serpentinisierung  beginnt,  dort  finden  sich  auch  die  Nester  von 
körnigem,  schuppigem  und  oktaedrischem  Chromit,  jedenfalls  ein 
Ausscheidungsprodukt  des  im  Olivin  steckenden  Chrom-  und  Eisen- 
gehalts. Sämtliche  Hauptgemengteile  enthalten  etwas  Magnetit  ein- 
gesprengt; die  Menge  des  im  Serpentin  sekundär  ausgeschiedenen 
Magnetits,  der  auch  die  Maschenschnüre  bildet,  ist  natürlich  viel 
größer.  Schon  u.  d.  binok.  M.  gelingt  die  Feststellung,  daß  die 
Pyroxene  in  unserem  frischen  Gestein  auf  die  Zwickel  zwischen 
den  großen  unversehrten,  halb-  oder  ganzserpentinisierten  Olivin- 
körnern  beschränkt  sind,  es  wäre  dies  also  jene  Intersertal- 
struktur,  wie  wir  sie  auch  an  den  Peridotiten  des  Liegendzuges 
beobachtet  haben  und  wie  man  sie  an  jedem  Diabas  zu  sehen  Gele- 
genheit hat. 

Durch  obige  Ergebnisse  der  makroskopischen  Untersuchung  ist 
festgestellt  worden,  daß  das  Ursprungsgestein  am  Hohenstein  ebenfalls 
ein  Bielenit  ist,  der  zum  größten  Teile  der  Serpentinisierung 
anheimgefallen  ist,   dessenungeachtet  ist  noch  genug  frisches  Gestein 


[1591    l^cr  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  liielengebirge.       15'.t 

erhalten  geblieben,   um  auf  das  früher  herrschende  Ursprungsgestein 
rückschließen  zu  können. 

Gleichwie  die  Serpentinfelse  des  Liegendzuges,  bedecken  sich 
die  Serpentinfelse  im  Niklesgraben  am  Tage  den  Atmosphärilien  aus- 
gesetzt, an  ihrer  Oberfläche  rings  umher  mit  einer  3  bis  10  mm 
dicken  graulichweißen  Verwitterungsrinde,  welche  wesent- 
lich aus  Leukophit  (Weißserpentin)  besteht,  im  Gegensatz  zu  dem 
düsteren  und  schwarzgrünen  gemeinen  Serpentin.  Der  Leukophit 
zeigt  zum  Teil  die  typische  Maschenstruktur  des  Olivinserpentins, 
worin  man  Säulen  des  Enstatits  oder  Kristalloide  des  Diallags 
von  gutem  Erhaltungszustande  erblickt  oder  derselbe  besitzt  die 
regellose  und  enge  Maschenstruktur  des  Pyroxenserpentins,  wenn 
auch  Enstatit  und  Diallag  der  Serpentinbildung  zum  Opfer  gefallen 
sind.  Durch  die  Verwitterung  wird  auch  in  diesem  Falle  die  sphäro- 
idische  Grundanlage  des  Serpentins,  so  recht  oifenbar  und  kann  alsdann 
im  Leukophit  um  so  besser  erkannt  werden. 

e)  Der  Dunitstock  am  kleineu  Lerchberg,  Niklesgraben. 

Gegenüber  dem  großen  Lerchberg,  getrennt  durch  den  Nikles- 
graben, fand  ich  auf  dessen  Rechtsgehänge,  beziehungsweise  dem 
kleinen  Lerchberg  in  der  sogenannten  Waldstrecke  „Auf  der  Laim- 
grube"  *)  zu  meiner  nicht  geringen  Ueberraschung  kein  en  Serpentin, 
sondern  ein  frisches,  sehr  feinkörniges  Gestein  grauer 
und  grünlichgelb  melierter  Färbung,  das  bei  makrosko- 
pischer Betrachtung  sofort  als  Peridotit  erkannt  wurde  und  das 
nur  im  untergeordneten  Maße  parziell  der  Serpentinisierung  unter- 
worfen war.  Die  geologische  Erscheinungsform  ist  gleichwie  bei  den 
anderen  Vorkommen  des  Niklesgrabens,  die  eines  stehenden 
Stockes,  welcher  den  kleinen  Lerchberg  zusammensetzt,  der  zur 
Gänze  aus  solchem  frischem  Peridotit  besteht.  — 

Die  Untersuchung  u.  d.  b.  M.  an  Streupräparaten  ergab  alsdann, 
daß  den  Hauptgemengteil  des  Gesteins  Olivin  bildet,  hierzu  gesellt 
sich  als  Nebengemengteil  etwas  Diallag  und  zuletzt  in  reichlicher, 
jedoch  schwankender  Menge  Chromit;  Magnetit  ist  bloß  akzessorisch 
eingesprengt,  demzufolge  sich  das  Gestein  in  Bezug  auf  die  Magnet- 
nadel gänzlich  indifferent  verhält.  -—  Es  kann  also  kein  Zweifel  darüber 
bestehen,  daß  wir  es  im  vorliegenden  Falle  mit  einem  echten  Dunit- 
körper  zu  tun  haben,  welcher  uns  die  merkwürdige  Spaltfähigkeit 
des  peridotit-  und  pyroxenitischen  Magmas  mit  seiner  vielgestaltigen 
Mannigfaltigkeit  deutlich  vor  Augen  führt.  — 

Der  Oliv  in  ist  grünlichgelb  und  hellgelb  bei  starkem  Glasglanz, 
er  bildet  große  Kristallindividuen  und  unregelmäßige  Körner,  welche 
in  ein  Aggregat  kleinster  Körner  aufgelöst  erscheinen,  Spaltbarkeit 
vollkommen  parallel  (010),  unvollkommen  nach  (001)  sowie  unregel- 
mäßige Zerklüftung.  Wahrscheinlich  ist,  daß  der  braungelb  gefärbte 
Olivin  dem  eisenreichen  Hyalosiderit  beizuordnen  wäre?  Dagegen 


*)  Diese,  sowie  alle  übrigen  Lokalitätsbezeichnungen  im  Niklesgraben  sind 
den  fürstlich  Liechtenstein'schen  Forstkarten  entnommen  und  können  auf  Zuver- 
lässigkeit von  alters  her  Anspruch  erheben. 


160  Franz,  Kretsehmer.  |  I(i()j 

der  Diallag  olivgrün,  graugrün  bis  grünlichweiß  gefärbt  ist,  mit 
ausgezeichneter  Teilbarkeit  nach  (100),  daher  auffallend  klein-  und 
dünnblätterig  wird,  auf  letzterer  Fläche  verbreitet  sich  starker  metall- 
artiger Perlmutterglanz.  Das  Mengenverhältnis  von  Olivin  und  Diallag 
schwankt  in  den  verschiedenen  Stufen  und  deren  Fundorten  (Stein- 
brüche und  natürliche  Felsanstände)  in  ziemlich  weiten  Grenzen. 
Der  ülivin  wird  da  und  dort  mit  vereinzelten  Säulchen  des 
Enstatits  durchspießt,  so  wie  auch  der  Diallag  mitunter  Umwandlung 
in  Hornblende  eingeht.  —  Die  Menge  des  Chromits  ist  auch 
im  vorliegenden  Gestein  bedeutsam;  derselbe  besteht  aus  feinkörnigen 
bis  feinschuppigen,  untergeordnet  oktaedrischen  Aggregaten  von 
schwachem  Metallglanz  und  eisenschwarzer  bis  tiefbrauner  Farbe,  er 
bildet  zahlreiche  kleine  Nestchen  sowohl  im  Olivin  als  auch  im 
Diallag  und  gibt  sich  dadurch  als  Erstausscheidung  kund.  —  Der  in 
diesem  Gestein  bloß  eine  untergeordnete  Rolle  spielende  Serpentin 
ist  wohl  zumeist  aus  dem  Olivin  hervorgegangen,  derselbe  ist  berggrün 
bis  graugrün,  glanzlos,  matt  und  dicht;  er  unterscheidet  sich  übrigens 
in  keiner  Weise  von  den  anderen  bisher  beobachteten  Olivinserpentinen. 

Dünnschliffbild  des  Dunits  vom  kleinen  Lerchberg. 

Im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  finden  wir,  daß  der  Oliv  in  tat- 
sächlich als  einziger  Hauptgemengteil  das  mikroskopische 
Bild  beherrscht  und  ungefähr  mit  90%  an  der  Gesteinsmasse  beteiligt 
ist;  —  untergeordnete  primäre  Nebenge  mengteile  sind 
anwesend,  Diallag,  im  Olivin  porphyrisch  ausgeschieden,  ferner 
große  Einzelkristalle  der  farblosen  Hornblende  (Achromait),  im 
Olivin  eingeschlossen,  außerdem  klein  gediehene  Enstatite  und  end- 
lich viel  Chromit,  geringe  Mengen  von  Ilmenit  und  Magnetit;  die 
Erze  hauptsächlich  im  Olivin  ausgeschieden.  Von  sekundären  Neu- 
bildungen sind  anzuführen  :  Aktinolith  nebst  Asbest,  A  n  t  i  g  o  r  i  t, 
Chrysotil  und  gemeiner  Serpentin  und  endlich  kleine  Titanite.  Wir 
wollen  nun  an  die  nähere  Betrachtung  der  Komponenten  gehen. 

Was  den  einzigen  Hauptgemengteil,  den  Olivin  betrifft,  so 
konstatieren  wir  sofort  die  auffällige  Tatsache,  daß  derselbe  durchwegs 
zu  einem  kleinkörnigen  Grus  aufgelöst  erscheint;  die  zahllosen 
Körner  sind  farblos,  besitzen  ein  auffällend  hohes  Relief  und  breite 
dunkle  Ränder  der  Totalreflexion,  auf  hohe  Lichtbrechung  hinweisend; 
dazwischen  verbreitet  sich  auf  den  zahllosen  Spaltrissen  und  Sprüngen 
eine  gelbgrüne,  niedriger  brechende  Olivinsubstanz,  welche  homoox 
erscheint  und  wahrscheinlich  zum  Villarsit  gehört,  welcher  den 
Beginn  der  Umwandlung  auf  dem  Wege  nach  dem  Serpentin  anzeigt. 
Nur  mit  Mühe  gelingt  es  stellenweise  nach  Maßgabe  der  gleichen 
optischen  Orientierung  die  unversehrten  ganzen  Olivinkristalle  zu 
rekonstruieren  und  wir  sehen  an  den  scharf  zugespitzten  Basisschnitten 
mit  der  höchsten  Doppelbrechung  7 — a  =  0  036,  daß  die  Kristalle 
vor  ihrer  Zerstörung  von  00  P  00  (100) .  00  P  (110)  begrenzt  waren, 
versehen  mit  groben  Spaltrissen  nach  (010)  und  groben  Sprüngen 
ungefähr  parallel  (100).  Auf  dem  daraus  entstandenen  Geäder  wurde 
der  Villarsit  weiterschreitend  zu  A  n  t  i  g  0  r  i  t,  Chrysotil  und  gemeinen 


[1611    Der  inetainoiphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       161 

Serpentin  umgewandelt,  sowie  auch  der  Zerfall  des  Olivins  zu 
kleinkörnigem  Grus  stetig  weiter  fortgeschritten  ist.  Die  Bildung 
dieses  Olivingruses  ist  also  kaum  das  Resultat  mechanischer  Einwir- 
kungen, demzufolge  auch  undulöse  Auslöschung,  beziehungsweise  Kata- 
klase  nicht  beobachtet  wurde;  es  bliebe  wohl  unverständlich,  warum 
die  im  Olivin  eingeschlossenen  Diallage  und  Hornblenden  nicht  auch 
der  Vergrusung  anheimfielen? 

Im  Olivingrus  liegen  größere  Ausscheidlinge  von  Diallag  in 
zugerundeten  Körnern  und  quadratischen  sowie  rechteckigen  Kristall- 
schnitten gleichsam  porphyrisch  ausgeschieden;  charakteristisch  für 
denselben  ist  die  vollkommene  Teilbarkeit  nach  (100),  markiert  durch 
scharfe  parallele  und  geradlinige  Spaltrisse;  in  Basisschnitten  wurde 
sodann  festestellt,  daß  diese  letzteren  den  Winkel  der  prismatischen 
Spaltrisse  nach  (110)  genau  halbieren.  Lichtbrechung  etwas  größer 
als  im  Olivin,  demzufolge  höheres  Relief  und  runzelige  Oberfläche; 
Doppelbrechung  auf  (010)  y— a  =  0-024,  dagegen  auf  (100)  aber  nur 
0-007  was  klargraue  Interferenzfarben  gibt.  Die  Auslöschungsschiefe 
beträgt  3C  c:c  =  38°  im  stumpfen  Winkel  ß.  gemessen.  Durchwach- 
sungen mit  Enstatit  sind  nicht  vorhanden,  dagegen  finden  wir  zahl- 
reiche kleine  Olivin körner  darin  eingewachsen,  außerdem 
sind  alle  Diallagschnitte  mit  Magnetit  reichlich  eingesprengt.  — 

In  dem  herrschenden  Olivingrus  ebenfalls  porphyrisch  ausge- 
schieden, finden  wir  ferner  große  zugerundete  Körner  und  Kristalle 
einer  farblosen,  nicht  pleochroitischen  Hornblende  be- 
grenzt entweder  bloß  von  oo  P  (110)  oder  oo  P(110)  .  oo  P  oo  (010), 
was  wir  an  Basisschnitten  feststellen  konnten,  sowie  die  ausgezeichnete 
Spaltbarkeit  nach  dem  Amphibolprisma  «3C  =  124-5°.  Diese  selbständige 
Formenentwicklung  unserer  Hornblende  spricht  jedenfalls  für  pri- 
märe Entstehung  und  gegen  eine  Neubildung  auf  Kosten  des  Diallags. 
Die  Lichtbrechung  ist  bedeutend  geringer  als  im  Diallag  und  zwar 
n  =  1*64,  jedoch  die  Doppelbrechung  etwas  stärker,  und  zwar 
Y — a  =  0-027 ;  ferner  wurde  die  Auslöschungsschiefe  <£  c:c  =  26° 
im  stumpfen  Winkel  ß  gemessen,  also  abnorm  hoch  gefunden,  wodurch 
diese  Hornblende  dem  Hastingsit  nahe  stehen  würde,  wenn  nicht  ihre 
Farblosigkeit  sowie  mangelnder  Pleochroismus  dagegen  streiten  möchte; 
nur  stellenweise  konnte  ein  sehr  schwacher  Pleochroismus  erkannt 
werden :  a  farblos,  b  blaßgrünlichgelb,  c  unbekannt ;  demzufolge  müssen 
wir  auch  diese  Hornblende  dem  Achromait  beiordnen. 

Der  Enstatit  in  diesem  Gestein  ist  spärlich  und  in  auffallend 
kleinen  farblosen  Kristallen  vertreten,  er  hält  sich  gewöhnlich  in  der 
Nähe  der  Erze  auf,  mit  welchen  er  vielfach  verwächst.  Auch  in 
diesem  Gestein  kommt  in  der  Gesellschaft  des  Enstatits  der  farblose 
Hypersthen  vor,  welcher  durch  den  optisch  negativen  Charakter 
sowie  seine  höhere  Doppelbrechung  gekennzeichnet  ist;  beide  Pyroxene 
sind  miteinander  innig  verwachsen  und  durch  Uebergänge  zu  einer 
Reihe  verknüpft,  gleichwie  sie  auch  die  bekannten  gesetzmäßig  nach 
(100)  eingeschalteten  Ilmenitlamellen  enthalten.  — 

Die  Heimat  der  primären  Erze,  speziell  des  Chromits  ist 
der  Olivin,  worin  er  sich  in  großer  Menge  ausgeschieden  hat;  der 
erstere  enthält  auch  Einschlüsse  von  Olivin,    was  für  die  fort- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)    21 


162_  Franz  Kretschnier.  [162] 

dauernde  Ausscheidung  der  Erze  wichtig  erscheint.  Im  Gestein  hier 
und  dort  zerstreut  beobachten  wir  Titanit  von  höchster  Licht-  und 
Doppelbrechung,  welcher  wohl  aus  Ilmenit  umkristallisierte. 

Neubildungen. 

Unter  diesen  nimmt  unser  Interesse  zunächst  der  Aktin olith 
in  Anspruch,  der  teils  in  lanzettförmigen  Einzelkristallen  mitten 
im  Olivingrus  eingeschlossen  ist,  teils  aber  zu  ganzen  Bündeln 
vereinigt  an  der  Peripherie  des  Olivins  gegen  Antigorit,  beziehungs- 
weise Serpentin  liegt  oder  von  den  beiden  letzteren  rings  umschlossen 
wird.  Die  spießigen  Kristalle  des  Aktinoliths  haben  die  allgemeine  Ge- 
stalt eines  Weberschiffeis,  sind  nach  c  sehr  lang  gestreckt,  an  den  beiden 
Enden  länglich  zugeschärft  und  zeigen  grobe  Quersprünge  _L  c.  Im 
Schliff  vollständig  farblos,  Lichtbrechung  abnormal  stark,  demzufolge 
hohes  Relief  n  =  1625,  Doppelbrechung  ungewöhnlich  stark,  und  zwar 
nach  Maßgabe  der  violettroten  Interferenzfarben  am  Ende  II.  Ord- 
nung y — a  =  0-033;  weiters  wurde  die  Auslöschungsschiefe  c  :  c  =  14 
bis  15°  im  stumpfen  Winkel  ß  gemessen.  Zuweilen  werden  solche 
Aktinolithaggregate  sehr  feinfaserig  und  bilden  alsdann  einen  asbest- 
ähnlichen feinhaarigen  Filz.  Aller  Wahrscheinlichkeit  nach  ist 
der  Aktinolith  sekundär  aus  dem  Olivin  entstanden,  zu  einer  Zeit,  als 
die  Antigorit-,  beziehungsweise  Serpentinbildung  noch  nicht  begonnen 
hat.  — 

Zum  ersten  Male  begegnen  wir  in  unseren  mannigfaltigen  Ge- 
steinen hier  dem  Antigorit.  Derselbe  ist  an  den  Olivin,  be- 
ziehungsweise dessen  Peripherie  gebunden  und  besteht 
aus  teils  parallel  geradlinigen,  teils  vielfach  gekrümmten  sowie  auch 
rosettenförmig  geordneten  Blättchen,  welche  auf  zwei  aufeinander 
senkrechten  Richtungen  hin  optisch  orientiert  sind.  Die  Blättchen  sind 
optisch  zweiachsig,  die  negative  Bisektrix  steht  senkrecht  auf  der 
Blattfläche.  Die  Spaltung  geht  parallel  (100),  es  ist  also  a  =  a,  b  =  c, 
c^b,  demzufolge  optischer  Charakter  des  Minerals  negativ,  im 
Gegensatz  zu  dem  positiven  Chrysotil.  Im  Schliff  ist  der  Antigorit 
gelblichgrün,  der  Pleochroismus  kräftig  lauchgrün,  wenn  das  Licht 
parallel,  farblos  wenn  es  senkrecht  zu  den  Spaltflächen  schwingt. 
Nachdem  das  Relief  erst  bei  völliger  Kondensorsenkung  deutlich  wird, 
ist  die  Lichtbrechung  schätzungsweise  n  =  l*6,  die  Doppelbrechung 
nach  Maßgabe  der  hellgelben  Interferenzfarben  f —  a  =  0*010,  also 
dem  Enstatit  entsprechend. 

Die  Bildung  von  gemeinem  Serpentin  hat  in  diesem  Gestein 
nur  im  relativ  beschränkten  Maße  um  sich  gegriffen,  wo  das  der  Fall, 
läßt  er  noch  unter  X  Nicols  die  Konturen  des  Olivin gruses 
deutlich  erkennen;  mit  der  fortschreitenden  Körnerverdichtung 
verschwinden  jedoch  die  gedachten  Umrisse  und  gehen  in  der  aus 
Faserbalken  zusammengesetzten  Serpentinmasse  auf,  deren  Licht- 
brechung, gleich  der  des  Kanadabalsams,  die  Doppelbrechung  7  —  a== 
=4=  0*005  nach  dem  graublauen  Interferenzfarbenton  ist. 

Bezüglich  der  Struktur  des  Nikleser  Dunits  wurde  die  Fest- 
stellung gemacht,    daß  der  Diallag   sowohl   als  auch   die  Hornblende 


[163]    Der  metamorphe  Diorilgsibbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      1G3 

porphyrisch  unter  den  Olivinaggregaten  auftreten,  was  zu  der 
weiter  oben  auch  am  Bielenit  beobachteten  ophitischen  Struktur 
führt.  Die  Ausscheidungsfolge  ist  also:  Erze,  sodann  Diallag 
und  Hornblende  (Achromait)  vor  Olivin. 

Wir  staunen  über  die  Spaltungsfähigkeit  des  peridotitischen 
Magmas,  welches  auf  so  kurze  Entfernung  die  Tatsache  zuwege 
brachte,  daß  östlich  des  Niklesgrabens  Bielenit,  westlich  des  letz- 
teren Dunit  auskristallisierte.  Ebenso  auffallend  und  widerspruchs- 
voll ist  die  weit  fortgeschritten  e  Serpentinisierung  des 
Bielenits  und  der  relativ  frisch  erhaltene  Zustand  des 
benachbarten  Dunits.  — 


f)  Niklesitserpentinfels   auf  der  Höhe   „Bei   den   borbesen  Katzen". 
Ein  neuer  Pyroxenit:  Andiopsid,  Enstatit  und  Diallag. 

Am  Linksgehänge  des  Niklesgrabens  verbleibend  und  auf  dem 
allgemeinen  Streichen  gegen  NNO  fortschreitend,  gelangen  wir  auf 
jenen  dominierenden  Bergkegel,  der  in  den  Forstkarten  mit  dem 
fragwürdigen  Namen:  „Bei  den  borbesen  Katzen"  belegt  ist;  derselbe 
liegt  hinter  dem  vorhin  genannten  kleinen  Lerchberg  und  bil,det 
einen  gewaltigen  Serpentinstock,  von  Biotitaugengneis  um- 
schlossen; worin  man  schon  makroskopisch  zahlreiche  Enstatit-  und 
Diallag-Individuen  erkennt;  ferner  sehen  wir  vielen  nestförmig 
ausgeschiedenen  Chrom  it.  Auf  den  Strukturflächen  finden  sich 
sekundäre  Ueberrindungen  von  weißem  Kalzit,  zum  Teil  in  der  Form 
steiler,  spitzer  Rhomboeder  kristallisiert  und  zu  Drusen  verbunden. 
Uebrigens  hat  dieser  dunkelgrüne  Serpentinfels  äußerlich  viel 
Aehnlichkeit  mit  dem  Gestein  vom  großen  Lerchberg  und  dem 
Hohenstein,  dessenungeachtet  hat  er  eine  wesentlich  andere  miner 
ralische  Zusammensetzung.  : 

Bei  der  Untersuchung  u.  d.  binok.  M.  an  Streupräparaten  nimmt 
die  Menge  der  erhalten  gebliebenen  Ursprungsmineralien  bedeutend 
zu  und  wir  erkennen,  daß  sich  an  der  Zusammensetzung  des  Ursprungsr 
gesteins  nach  ihrem  abnehmenden  Mengenverhältnis  wesentlich,: 
Diallag  und  Enstatit  beteiligen,  den  Andiopsid  vermögen  wir  vom 
letzteren  nicht  zu  trennen,  dagegen  der  Olivin  nur  im  untergeordneten 
Maße  vertreten  ist.  Obwohl  das  Mengenverhältnis  von  Diallag  zu 
Enstatit  Schwankungen  unterworfen  ist,  derart  daß  bald  der  Diallag, 
bald  der  Enstatit  vorwaltet,  so  herrscht  dessenungeachtet  zumeist 
der  erstere  vor;  er  ist  stets  durch  seine  Teilbarkeit  nach  (100)  auf- 
fällig, was  die  blätterige  Struktur  seiner  Körner  und  Kristalloide  be- 
dingt; auf  letzterer  Fläche  liegt  in  der  Regel  ein  metallischer  Schiller 
oder  bloß  metallartiger  Perlmutterglanz ;  er  ist  mit  graugrünlicher 
oder  grünlichweißer  Farbe  durchsichtig.  —  Der  Enstatit  ist  als 
kurz-  und  langprismatische  Säulen  kristallisiert,  er  ist  durch  seine 
Spaltbarkeit  nach  (110)  und  Querabsonderung  annähernd  nach  (001) 
charakterisiert  sowie  die  dadurch  bedingte  faserige  Struktur  als  auch 
starkem  Perlmutterglanz  ausgezeichnet.  —  Der  Olivin  ist  nur  in 
wenigen,  meist  größeren  Körnern  und  Kristallen  vertreten;  durch 
Verwitterung   matt  und  gelblich,   übrigens  ähnlich   den   übrigen   Vor- 

21* 


164  Franz  Kretschmev.  [164] 

kommen  auf  unserem  Gangzuge,   ohne  etwas  bemerkenswertes  Neues 
darzubieten. 

Der  Hauptgemengteil  unseres  Niklesitserpentins  ist  natürlich 
der  Serpentin,  der  jedoch  das  wiederholt,  was  wir  bereits  an  den 
übrigen  Vorkommen  des  Niklesgrabens  beschrieben  haben.  Die  Menge 
der  sekundären  Regenerationen  des  dichten  Serpentins  zu 
faserigem  Chrysotil  ist  in  diesem  Gestein  bedeutsam;  der  letztere 
überzieht  fast  alle  Strukturflächen,  welche  meist  Harni  sehen  gleichen 
oder  er  füllt  die  Spalten  und  Adern  des  Serpentins  aus;  seine 
abwechslungsreichen  Farben  sind  schwarzgrün,  weingelb  und  bläulich- 
weiß. Auch  dieser  Serpentinfels  enthält  viele  und  größere  Nester 
von  eisenschwarzem  und  tiefbraunem  Chromit  ausgeschieden.  Außer- 
dem ist  der  Serpentin  mit  Magnetit  eingesprengt,  dessen  Menge  so 
gering  ist,  daß  das  Gestein  ohne  Einfluß  auf  die  Magnetnadel  ist.  Der 
Diallag  zeigt  sich  auch  an  diesem  Gestein  gegen  Serpentinisierung 
weit  widerstandsfähiger  als  die  übrigen  Komponenten.  — 

Dünnschliffbild  von  dem  Niklesitserpentinfels. 

U.  d.  P.  M.  finden  wir,  daß  die  Serpentinisierung  in 
diesem  Gestein  ziemlich  weit  fortgeschritten  ist  und  daß 
sich  eigentlich  nicht  zu  viele  Reste  der  Ursprungsmineralien  erhalten 
haben.  Dessenungeachtet  ist  ihre  Menge  hinreichend  genug,  um  auf 
das  Ursprungsgestein  mit  einiger  Sicherheit  schließen  zu  können,  da- 
nach War  dasselbe  aus  den  folgenden  primären  Hauptgemeng- 
teilen zusammengesetzt,  und  zwar  ihrem  absteigenden  Mengenver- 
hältnis nach  geordnet:  Andiopsid,  Enstatit  und  Diallag,  ak- 
zessorisch ist  Chromit,  Ilmenit  und  Magnetit.  Es  liegt  hier  der 
interessante  Fall  vor,  daß  die  beiden  stofflich  nahe  ver- 
wandten, mikroskopisch-optisch  sehr  verschiedenen 
monoklinen  Pyroxene,  Andiopsid  und  Diallag  gleich- 
zeitig nebeneinander  vertreten  sind.  Eine  dergestaltige 
ternäre  Kombination  rhombischer  und  monokliner  Pyroxene  war 
bislang  in  der  Pyroxenitenfamilie  nicht  bekannt  und  wird  demzufolge 
für  diesen  neuen  Pyroxenit  der  Kürze  halber  der  Name  Niklesit, 
nach  dem  Orte  seines  Vorkommens  in  Vorschlag  gebracht.  Die  ge- 
dachten Pyroxene  zeigen  folgendes  Verhalten: 

Der  Andiopsid  ist  im  Schliffe  farblos  bis  gelblichgrün ;  er 
zeigt  keine  Kristalle,  sondern  nur  sehr  unregelmäßige,  durch  die 
Serpentinisierung  abgenagte  oder  mehr  weniger  zerstörte  Individuen ; 
diese  besitzen  ein  parallelblätteriges  bis  krummblätteriges  Kleingefüge 
und  erscheinen  dadurch  hervorragend  charakterisiert.  Diese  mikro- 
skopisch feinen  Lamellen,  beziehungsweise  Spindeln  bestehen  aus 
einer  dem  Diallag  verwandten  Substanz  von  etwas  kleinerer,  jedoch 
noch  immer  hohen  Doppelbrechung  und  sind  ihrem  Wirth  durchwegs 
parallel  (HO)  eingewachsen.  Die  Lichtbrechung  des  Andiopsids  ist  re- 
lativ niedrig  und  schätzweise  gleich  derjenigen  des  Enstatits  n  =  1*67; 
dagegen  ist  die  Doppelbrechung  hoch  7 — a  —  0-030,  demzufolge  die 
reingelben  und  orangegelben  Interferenzfarben  am  Ende  der  IL  Ord- 
nung. Achsenebene  ist  (010),  die  Auslöschungsschiefe  auf  (010)  c:c  = 


[1051     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       165 

=  41°  im  stumpfen  Winkel  ß,  jedoch  sind  solche  Schnitte  selten.  In 
den  Basisschnitten  bekommen  wir  die  grobrissige  Spaltbarkeit  nach 
dem  Pyroxenprisma  zu  sehen,  sowie  die  Teilbarkeit  nach  (100)  eben- 
falls scharf  ausgeprägt  zu  sein  pflegt.  —  . 

Sehr  charakteristisch  sind  die  Verwachsungendes  An- 
diopsids  mitLamellen  des  Enstatits,  wobei  (100)  des  ersteren 
parallel  liegt  mit  (100)  des  letzteren,  so  wie  auch  die  Prismenflächen 
beider  zusammenfallen ;  diese  Verwachsung  tritt  durch  die  große 
Differenz  der  Doppelbrechung  auffällig  hervor.  Ebenso  wichtig  ist  die 
Verwachsung  des  Diopsids  mit  vielen  Lamellen  des  Ilmenits, 
welcher  parallel  den  Spaltrissen  nach  (100)  eingeschaltet;  es  ist  die- 
selbe Erscheinung,  die  sich  am  Enstatit  wiederholt;  überhaupt  kommen 
beide  Minerale  gern  in  die  Nähe  der  Erze  zu  liegen.  Andiopsid  und 
Enstatit  sind  überall  miteinander  innig  verwachsen,  so  zwar  daß 
ihre  Reste  fast  durch  den  ganzen  Schliff  verbreitet  sind,  wo  sie  dem 
herrschenden  Serpentin  inliegen. 

Bezüglich  des  Enstatits  können  wir  uns  auf  die  Schilderung 
bei  den  oben  betrachteten  Gesteinen  des  Niklesgrabens  beziehen.  Auch 
hier  begegnen  wir  den  unvollständigen,  durch  die  Serpentinisierung 
verunstalteten  Individuen,  für  welche  der  krummlinige  und  ge- 
wundene Verlauf  der  Spaltrisse  nach  (110)  stets  charakteristisch 
bleibt  und  auf  tordierte  Kristalle  verweist,  zumal  auch  undulöse 
Auslöschung  auf  mechanische  Einwirkungen  schließen  läßt.  In  noch 
stärkerem  Maße  als  Andiopsid  ist  der  Enstatit  mit  vielen  tlmenit- 
lam eilen  parallel  (100)  verwachsen,  welcher  in  keinem  Schnitte 
aus  der  Prismenzone  fehlen  und  welche  gegen  die  Kristallenden  hin 
beiderseits  auskeilen,  also  spindelförmig  erscheinen.  Außerdem  begegnen 
wir  im  vorliegenden  Enstatit  ziemlich  häufig  der  Einschaltung  von 
Diallaglamellen  in  der  bekannten  gesetzmäßigen  Weise,  daß  in 
Schnitten  nach  (100)  beide  Minerale  gerade  auslöschen,  dagegen  in 
solchen  nach  (010)  die  Lamellen  des  Diallags  schief  auslöschen,  und 
zwar  öfters  symmetrisch  nach  den  beiden  Seiten  von  (100),  weil  sie  in 
Zwillingsstellung  sich  befinden.  An  die  Stelle  von  Diallag  kann  auch 
Diopsid  treten,  jedoch  ist  diese  Verwachsung  dann  allemal  parallel 
gerichtet.  — 

Der  Diallag  kommt  meist  in  gut  erhaltenen  rundlichen  größeren 
Körnern  vor,  stets  mit  der  für  ihn  charakteristischen  vollkommenen 
Teilbarkeit  nach  (100)  ausgestattet,  deren  Verlauf  in  Schnitten  nach  e, 
parallel  der  prismatischen  Spaltbarkeit  geht;  außerdem  ist  daselbst  eine 
absätzige  Spaltbarkeit  parallel  (001)  in  den  meisten  Schnitten  zu  be- 
merken. In  Basisschnitten  sehen  wir  die  beiden  ersteren  Spaltbarkeiten 
durch  grobe  Spaltrisse  markiert,  und  zwar  derartig,  daß  die  Spaltrisse 
nach  (100)  den  prismatischen  Spaltwinkel  halbieren»  Im  Schliff  farblos 
bis  blaßgraugrün;  Lichtbrechung  hoch,  stärker  als  im  Olivin  n  —  1-69; 
wegen  der  im  Diallag  enthaltenen  massenhaften  Punkteinschlüsse 
kommt  die  Höhe  der,  der  Doppelbrechung  entsprechenden  Interferenz- 
farben nicht  zur  Geltung,  sondern  nur  getrübte  mißfarbige  Töne. 
Achsenebene  ist  (010),  schiefe  Auslöschung  beobachtet,  jedoch  fehlen 
geeignete  Schnitte  zu  deren  vollen  Auswertung. 


1GG  Franz  Kretschnier.  [166] 

Verwachsungen  des  Diallags  mit  Enstatit  nicht  beobachtet, 
dagegen  sind  Einschlüsse  desAndiopsids  imDiallag  häufig ; 
die  Punkteinschlüsse  im  Diallag  dürften  wohl  staubförmig  beigemengtem 
Ilmenit  zuzuschreiben  sein. 

Außer  den  angeführten  Hauptgemengteilen  wurden  in  den  Schliffen 
auch  da  und  dort  einzelne  Olivinkörner,  als  akzessorische  pri- 
märe Gemengteile  angetroffen.  —  Von  den  Erzen  ist  speziell  der 
Chromit  massenhaft  imAndiopsid  primär  ausgeschieden, 
sekundäre  Erzausscheidungen  finden  wir  massenhaft  im 
Serpentin,  ohne  aber  die  bekannten  Maschen  zu  formen,  vielmehr 
zu  Streifen  (Balken)  geordnet  oder  zu  Haufen  versammelt. 

Von  den  Neubildungen  ist  selbstverständlich  gemeiner 
Serpentin  als  weitaus  vorherrschender  Hauptgemengteil  zu  nennen, 
bezüglich  dessen  Mikrostruktur  hervorzuheben  ist,  daß  er  meist  aus 
querfaserigen  Balken  besteht,  die  wir  demMetaxit  zurechnen, 
dagegen  die  vielen  radialfaserigen  Körner  dem  Pikrolith  bei- 
ordnen. Im  Anfangsstadium  der  Serpentinbildung  können  wir  in  der 
Anordnung  der  Faserbalken  noch  die  langprismatischen  Formen  des 
Enstatits  und  Andiopsids,  ja  die  Feinfaserigkeit  des  letzteren  noch 
deutlich  unterscheiden,  bis  auch  diese  in  der  einheitlichen  Serpentin- 
masse aufgehen  und  mit  der  fortschreitenden  Kornverdichtung  die 
Doppelbrechung  abnimmt,  so  wie  die  Menge  der  isotropen  Balken  in 
stetiger  Zunahme  begriffen  ist.  Nachdem  der  Olivin  nur  in  vereinzelten 
kleinen  Körnern  vorkommt,  so  sind  auch  von  Maschenstruktur  kaum 
Spuren  vorhanden;  dasselbe  gilt  von  der  sogenannten  Gitter-  und 
Fensterstruktur,  obwohl  unser  Serpentin  hauptsächlich  aus  den  obge- 
schilderten  drei  Pyroxenen  entstanden  ist.  — 

Wenn  R.  Reinisch  in  seinem  trefflichen  „Petrographischen 
Praktikum  II"  (I.  Aufl.  1904,  pag.  104)  sagt:  „Die  Maschenstruktur 
ist  der  Ausdruck  der  Chrysotilnatur,  die  Gitter-  und  Balkenstruktur 
für  den  Antigoritcharakter  des  Serpentins*,  so  ist  das  in  dieser  All- 
gemeinheit kaum  richtig.  Chrysotil  ist  an  die  Maschenstruktur  eben- 
sowenig als  Antigorit  an  Gitter-  und  Balkenstruktur  geknüpft.  Maschen- 
struktur entwickelt  sich  sowohl  in  den  Serpentinen  nach  Peridotiten, 
als  auch  nach  Pyroxeniten,  dieselbe  ist  im  Anfangsstadium  von  der 
Kristallform,  der  Spaltbarkeit  und  Zerklüftung  der  Ursprungsmineralien 
abhängig,  sie  geht  stetig  fortschreitend  der  Kornverdichtung  entgegen 
unter  Zunahme  der  isotropen  Balken,  welche  immer  engmaschiger  ge- 
strickt erscheinen  und  führt  endlich  zur  Ausbildung  von  sphäroidischer 
Mikrostruktur  des  gemeinen  Serpentins,  beziehungsweise  des  Leu- 
kophits.  — 

Verlassen  wir  den  Niklesgraben  und  wenden  uns  auf  dem  all- 
gemeinen Gebirgsstreichen  NNO  gegen  das  obere  Marchta  1,  wo  es 
als  Quertal  ausgebildet  unseren  lakkolithischen  Dioritgabbrogang 
durchschneidet,  so  würden  wir  auf  jenes  Serpentinvorkommen  von 
Walbergsdorf  nächst  Mähr.-Woitzdorf  stoßen,  worüber  der  altbe- 
kannte Naturforscher  F.  Kolenati  in  seinem  Werke:  „Die  Mineralien 
Mährens  und  Oesterr.-Schlesiens"  (Brunn  1854)  pag.  59  berichtet,  was 
folgt:  „Bronzit  blätterig  im  Serpentin  von  Walbergsdorf  bei  Golden- 
stem"^); ferner  „Diallag  großblätterig  im  Serpentin  von  Walbergsdorf 


[167]    Dei*  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      1(}7 

bei  Goldenstem"  (?).  Letztere  Angabe  ist  sehr  ungenau,  denn  Walbergs- 
dorf liegt  nicht  bei  Goldenstein,  wohl  aber  ist,  wie  erwähnt,  Mähr.- 
Woitzdorf  der  nächste  größere  Ort. 

Verf.  hat  sich  bemüht,  dieses  Vorkommen  aufzufinden,  doch 
waren  alle  seine  diesfalls  angestellten  Bemühungen  bei  Walbergsdorf 
ohne  Erfolg;  auch  die  von  dem  Lehrer  Herrn  Rudolf  Hanke  in 
Goldenstein  über  meine  Bitte  gemachten  Nachforschungen  führten  zu 
dem  negativen  Ergebnis,  daß  Serpentinfels  bei  Walbergsdorf  nicht 
vorkommt.  Es  ist  möglich,  daß  hier  eine  Verwechslung  mit  Weigels- 
dorf  vorliegt? 

Ueber  den  Bielenit  im  Steinbruche  zwischen  Wildschütz  und 

Sörgsdorf. 

Dieses  altbekannte  Vorkommen  liegt  südlich  der  Reichsstraße 
von  Wildschütz  nach  Sörgsdorf,  und  zwar  auf  der  Höhe  bezeichnet 
mit  Kote  350  m  (der  Spezialkarte  1 :  75.000).  Der  Aufschluß,  ein  kleiner 
Steinbruch,  worin  Straßenschotter  gebrochen  wurde,  liegt  ungefähr 
300  Schritte  von  der  gedachten  Zahl  350  südlich  entfernt,  in  der 
Nähe  eines  dort  einschneidenden  Wasserrisses. 

A.  v.  Lasaulx1)  hat  dieses  merkwürdige  Gestein  schon  früher, 
und  zwar  als  „Olivingabbro"  beschrieben,  von  dem  er  sagt,  daß  es 
makroskopisch  als  eine  pechschwarze,  dichte  Masse  erscheint,  in  der 
man  vereinzelt  weiße  Flecken  wahrnimmt,  die  u.  d.  M.  als  Plagioklas 
enthüllt  werden.  Derselbe  unterscheidet  zwei  Ausbildungen  des  Gesteins, 
je  nachdem  zum  Olivin  und  Diallag  mit  Hornblende  noch  Plagioklas 
als  wesentlicher  oder  untergeordneter  Gemengteil  hinzutritt;  akzes- 
sorisch werden  Korund,  Magnetit,  Löllingit  und  Magnetkies  angeführt. 
Der  Olivin  zeigt  im  Schliff  einen  Serpentinsaum,  der  oft  ein  dreifaches 
Stadium  der  Zersetzung  erkennen  läßt.  Seit  dieser  Zeit  ist  dieses 
interessante  Vorkommen  der  Wallfahrtsort  zahlreicher  Mineralogen  und 
Petrographen. 

Mit  dem  Gabbro  von  Sörgsdorf  sind  Amphibolite  vergesellschaftet, 
die  stellenweise  ganz  von  Korund  erfüllt  sind;  derselbe  Olivingabbro 
weist  auch  serpentinisierte  Partien  auf  und  durchbricht  nach  demselben 
Autor  Hornblendegneis. 

Nach  J.  G uckler2)  ist  der  gedachte  Olivingabbro  „an  der 
Dioritgrenze  emporgestiegen,  rings  um  denselben  stellen  sich  die 
serpentinisierten  Hornblendeschiefer,  die  oft  Fleckschiefern  ähnlich 
sehen,  steil  empor  und  fallen  vom  Kerne  ab". 

Daß  das  in  Rede  stehende  Gestein  kein  Gabbro  ist,  wie  Lasaulx 
und  Gu ekler  meinten,  dafür  spricht  nicht  nur  das  hohe  spezifische 
Gewicht  desselben,  die  gegen  Olivin  und  Diallag  nebst  Enstatit  ver- 
schwindend kleine  Menge  Feldspat  in  dem  weitaus  überwiegenden 
Gesteinsanteil ;  durch  die  eisenschwarze  Farbe  ist  das  Gestein  äußer- 
lich   vielmehr    einem   Magneteisenerz,    denn    einem   Gabbro    ähnlich. 


*)  Jahresbericht  der   schlesischen    Gesellschaft    für    vaterländische    Kultur. 
Breslau  1875,  pag.  59  und  Jahrb.   f.  Min.,  Geol.  u.  Paläont.  1878,  pag.  839. 
8)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1897,  47.  Bd.,  pag.  157.  .    ;" 


170  Franz  Kretschrner.  [170] 

Körner  habeli  eiiien  Durchmesser  von  9 — 12  mm\  sie  erscheinen 
keineswegs  homogen,  sondern  zusammengesetzt  aus  einem  schmirgel- 
ähnlichen feinkörnigen  Aggregat,  worin  blaugraue  bis  meergrüne 
Korundkristalle  liegen,  welche  deutlich  polysynthetische  Lamellentextur 
sowie  auch  Zonarstruktur  zeigen.  Diese  Korundeinsprenglinge  dürften 
wohl  auf  den  Kontakt  des  Bielenits  mit  den  umschließenden  Feldspat- 
Amphiboliten  beschränkt  sein?  Auch  v.  Camerlander1)  berichtet 
von  hier  über  Korund,  bis  haselnußgroße  Körner  (keine  Kristalle) 
weiß  und  blau,  zuweilen  im  zonaren  Wechsel,  mehr  oder  weniger 
pelluzid,  optisch  zweiachsig,  stellenweise  reichlich  im  „Amphibol- 
schiefer",  der  den  „Olivingabbro"  begleitet. 

Die  meisten  Stufen  des  frischen  Bielenits  in  unserem  Stein- 
bruche repräsentieren  im  allgemeinen  ein  inniges  Gemenge  von 
Olivin  und  Diallag  nebst  Enstatit,  wobei  sich  diese  Haupt- 
gemengteile das  Gleichgewicht  halten,  oder  es  überwiegt  der  erstere 
die  beiden  letzteren.  In  manchen  Stufen,  die  arm  an  blätterigem 
Diallag  erschienen,  wurde  eine  stärkere  Beteiligung 
von  langfaserigem,  zum  Teil  parallelstengeligem  En- 
statit festgestellt.  — 

Umwandlungen. 

Zahlreiche  Stufen,  welche  teilweise  bereits  in  mattschwarzen 
Serpentin  umgewandelt  sind,  enthalten  noch  sehr  viele  unversehrte 
braungelbe  Olivinkristalle  und  Körner,  die  sich  von  der 
übrigen  dunklen  Gesteinsmasse  scharf  abheben,  während  andere 
Olivine  sich  im  Zustande  halbvorgeschrittener  Serpentinisierung  befinden. 
Der  Serpentin  ist  im  durchfallenden  Licht  und  dünnen  Splittern 
halbdurchsichtig  grünlich  und  weingelb  gefärbt  und  weist  eine  reich- 
liche Imprägnierung  mit  Magnetit  auf.  Das  erste  Stadium  dieser 
Metamorphose  besteht  darin,  daß  sich  in  den  Olivinkristallen  ein 
Netzwerk  von  mattschwarzem  magnetitreichem  gemeinem  Serpentin 
bildet,  während  die  Maschen  selbst  noch  frischer  gelbbrauner 
Olivin  ausfüllt;  auch  sonst  wird  die  frische  Gesteinsmasse  von  Serpentin 
in  Adern  und  Streifen  durchzogen.  (Siehe  obige  Olivinskizzen.) 

Fig.  28. 
Konzentrisch  schalige  Elypsoide  des  Leukophits. 


Weiß  =  Leukophit.  —  Schwarz  =  Magnetit. 


x)  Verhandlungen  d.  k.  k.  geol.  li.-A.   1886,  pag.  356. 


[1711    De1'  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      171 

Im  zweiten  Stadium  erscheint  der  Maschenolivin  durch 
eine  weiße  amorphe  Mineralmasse  ersetzt,  die  dem  Leukophit 
angehört  und  welch  letztere  schließlich  ausgelaugte  Poren  und  Löcher 
zurückläßt;  ist  dieser  Prozeß  durch  die  ganze  Masse  fortgeschritten, 
so  resultiert  endlich  ein  weißgeiiecktes  und  eisenschwarzgeädertes 
löchriges  Gestein.  Das  eisenschwarze  Netzwerk  besteht  wesentlich 
aus  Magnetitschnüren,  dagegen  das  Mascheninnere  aus  Leukophit;  es 
sind  dies  wohl  durchwegs  Ellipsoide  des  Leukophits  und  Magnetits, 
die  in  wiederholten  konzentrischen  Schalen  aufeinander  folgen.  (Siehe 
vorstehende  Abbild.  28.) 

Im  Gegensatz  zum  Olivin  ist  der  Enstatit  und  Diallag  ungleich 
stabiler;  dies  gilt  insbesondere  von  der  schwarzbraunen  Varietät  des 
Diallag,  dagegen  die  in  manchen  Stufen  nestförmig  verteilte  lauch- 
grüne Varietät  leicht  der  Umwandlung  in  ein  feinkörniges  Aggregat 
von  E  p  i  d  o  t,  beziehungsweise  K 1  i  n  o  z  o  i  s  i  t  erliegt.  In  einer  Zone 
allgemeiner  Olivin-Serpentinisierung  fällt  auch  der  Diallag  diesem 
Prozeß  anheim  und  geht  schließlich  in  einen  matten  braunschwarzen 
Serpentin  auf.  —  Mit  der  Serpentinisierung  unseres  Bielenits  ist  eine 
sehr  bedeutende  Abnahme  des  spezifischen  Gewichtes  alle- 
mal verbunden. 

Dünnschliff-Untersuchung   des   Bielenits  von 
Sörgsdorf. 

U.  d.  P.  M.  sehen  wir  zunächst,  daß  sich  an  der  Zusammen- 
setzung dieses  relativ  frisch  erhaltenen  Gesteins  wesentlich  drei  Kom- 
ponenten beteiligen,  und  zwar  nach  ihrer  Menge  geordnet:  Olivin, 
Enstatit  und  Diallag;  als  untergeordnete  oder  Nebengemengteile 
sind  Ilmenit,  Magnetit,  ferner  Plagioklas  nebst  Serpentin  anzuführen. 
Die  Serpentinbildung  ist  wohl  im  Gestein  verbreitet,  allein  sie  steht 
im  Anfangsstadium  und  hat  vorerst  die  Ränder  des  Olivins  erfaßt; 
sie  zieht  sich  zwischen  die  Olivinkörner  hinein  und  entwickelt  sich 
auf  den  zahlreichen  Spaltrissen  und  Quersprüngen,  sie  hat  jedoch 
den  Enstatit  gar  nicht  oder  nur  örtlich  im  beschränkten  Maße  befallen. 

Der  im  Dünnschliffbilde  dominierende  Olivin  besteht  wesentlich 
aus  unregelmäßigen,  teils  stumpf  aneinanderstoßenden,  teils  vielfach 
verzahnten  Körnern,  selten  sind  automorphe  Olivine  der  Kombination 
oo  P  (110) .  oo  P  55"  (010) .  oo  P  oo  (100)  .  2  P  ob  (021),  Spaltbarkeit  voll- 
kommen nach  (010),  nicht  anhaltend  nach  (001),  außerdem  zahllose 
unregelmäßige  Quersprünge;  die  Zwillinge  sind  teils  als  Berührungs-, 
teils  als  Durchkreuzungs-Zwillinge  ausgebildet.  Ein  Teil  des  Olivins 
ist  im  Schliffe  völlig  farblos;  ein  anderer  Teil  dagegen  grünlichgelb, 
dessen  Pleochroismus  gut  merklich,  und  zwar  c  =  b  grünlichgelb, 
a  =  c  und  b  =  a  gelblichgrün,  daher  dieser  Olivin  wohl  zum  Fayalit 
gehört,  auf  welchen  der  hohe  Gehalt  an  PO  der  unten  folgenden 
chemischen  Analyse  unverkennbar  hinweist;  seine  Lichtbrechung  ist 
hoch  «=1*8,  daher  erhabenes  Pielief  erst  bei  der  Kondensorsenkung 
um  2  mm  deutlich  wird,  runzlige  Oberfläche  und  breite  dunkle  Reflex- 
ränder; Doppelbrechung  stark,  und  zwar  y  —  a  =  0-042,  daher  die 
grünlichblauen  und  grünlichgelben  Interferenzfarben  III.  Ordnung. 

22* 


172  Franz  Kretschmer.  [172] 

An  den  Olivinschnitten  nach  (100)  und  (001)  entdeckte  der  Verf., 
daß  der  frische  Olivin  keineswegs  homogen  ist,  sondern  daß  sich  längs 
den  Spaltrissen  nach  (010)  Titan  olivin  gebildet  hat,  dessen  Licht- 
brechung höher  als  Olivin  ist,  demzufolge  das  erhabene  Relief;  die 
Doppelbrechung  ist  nach  Maßgabe  der  lebhaften  orangeroten  Inter- 
ferenzfarben am  Ende  II.  Ordnung  7 —  a  =  0*033.  Es  scheint,  daß 
die  Fläche  von  (010)  des  Titanolivins  mit  der  Fläche  von  (100)  des 
Olivins  zusammenfällt,  somit  auch  die  spitzen  Bisektrixen  beider  Mine- 
ralien gleich  liegen;  dabei  wurde  die  Auslöschungsschiefe  <tc:b  =  25° 
gemessen.  Der  Titanolivin  scheidet  sich  auch  auf  den  übrigen  Spalt- 
risse,n  sowie  an  den  Zerklüftungsflächen  des  Olivins  aus,  an  welche  er 
gebunden  ist.  Die  Grenze  zwischen  Olivin  und  Titanolivin  ist  meist 
scharf,  ein  allmählicher  Uebergang  findet  kaum  statt.  Der  Titanolivin 
beherbergt  in  seinem  Innern  bald  größere,  bald  kleinere  Mengen 
von  schwarzen  opaken  Körnern  und  Staub  des  llmenits  •  wahrscheinlich 
ist  die  Bildung  des  Titanolivins  auf  die  Wechselwirkung  von 
Olivin  undllmenit  längs  der  Spaltrisse  als  Lösungs- 
flächen zurückzuführen. 

EinschlüssedesOlivins.  Derselbe  enthält  zahlreiche  Körner 
des  Enstatits  sowie  auch  Lamellen  faserigen  Enstatits,  welche  die 
Olivinschnitte  parallel  den  Spal  rissen  nach  (010)  durchziehen;  auch 
viele  Ilmenitlamellen  sehen  wir  darin  eingelagert;  außerdem  bemerkt 
man  zuweilen  breite  Säume  von  Diaila g  um  den  Olivin,  dabei 
ersterer  in  letzteren  zackig  eingreift;  selten  sind  kleine  Diallagindi- 
viduen  im  Olivin  selbst  eingeschlossen.  Auch  Säume  von  gebo- 
genem lamellarem  Enstatit  mit  interponierten  Ilmenitlamellen 
werden  gebildet  und  legen  sich  glatt  um  den  Olivin  herum.  Sehr 
verbreitet  sind  zahlreiche  Kristalle  und  Aggregate  von  Magnetit, 
insbesondere  aber  sekundär  ausgeschieden  im  Olivin  in  Form  von 
Schnüren,  Balken  und  Wolken  auf  Spaltrissen  und  Quersprüngen. 
Die  Umwandlung  in  gelblichgrünen  Serpentin  erfolgt  von  den 
Rändern  des  Olivins  aus  und  bildet  alsdann  Säume  um  diesen  und 
schreitet  auf  dessen  Spaltrissen  und  Sprüngen  weiter  fort;  der  Prozeß 
steht  jedoch  im  Anfangsstadium,  daher  die  Masse  der  Olivine  vor- 
wiegend frisch  erhalten  ist. 

Der  Enstatit,  welcher  in  selbständigen  Lagen  auftritt,  ist 
zumeist  in  langgestreckten  gleichwie  geflossenen  und  nach  Art  von 
Strängen  gedrehten  Aggregaten  ausgebildet,  welche  aus  teils" 
parallel,  teils  verworren  zusammengescharten  Enstatitstengeln  be- 
stehen, denen  ebenfalls  sehr  viele  Ilmenitlamellen  prallel  (100) 
eingeschaltet  sind.  Insbesondere  zwischen  X  Nicols  erkennt  man  das 
wirr  gelagerte  kleinkristallige  Gewebe  zahlloser  mehrfach  gebogener 
und  mit  Ilmenitlamellen  verwachsener  Enstatitstengeln,  ferner  eine 
divergentstrahlige  Anordnung  von  Enstatitfasern  und  -Stengeln,  eine 
Strahlenkristallisation  nach  Art  der  Eisblumen  an 
unseren  Fenstern.  Die  größeren  Enstatit-Individuen  unter  ihnen 
lassen  auch  im  vorliegenden  Gestein  die  gesetzmäßigen  Interpositionen 
von  Diallaglamellen  in  Zwillingsstellung  beobachten,  wie  wir 
dies  bei  den  anderen  Vorkommen  auf  unserem  großen  Gangzuge  er- 
kannt haben.  Es  ist  ferner  eine  keineswegs  seltene  Erscheinung,  daß 


[173]    Der  nietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-    und  Bielengebirge.     173 

wir  inmitten  der  großen  Enstatite,  kleinen  Kristallen  und  ange- 
reihten Körnern  des  Oliv  ins  begegnen.  —  Die  im  Oliv  in  ein- 
geschlosseneu Enstatite  sind  meist  kurzprismatische  Kristalle, 
da  und  dort  sternförmig  zusammengescharte  Aggregate ;  sie  sind 
überaus  feinfaserig  parallel  (110)  und  fast  ausnahmslos  mit  parallel 
(100)  eingeschalteten  Um  en  itlamell  en  verwachsen,  gleichwie  auch 
sie  häufig  parallel  (100)  interponierte  Diallaglamellen  enthalten, 
welche  nach  ihrer  alternierenden  Auslöschung  benachbarter  Lamellen 
zu  schließen  sich  in  Zwillingsstellung  befinden.  Da  und  dort  bemerkte 
ich  in  diesen  Einschluß-Enstatiten  die  Einwanderung  von  Oliviu- 
körnern,  was  auf  mehrfache  Rekurrenzen  der  Kristalli- 
sation hinweist. 

Ein  kleiner  Teil  der  Enstatitkristalle  ist  in  Aktinolith  um- 
gewandelt, wie  wir  uns  speziell  an  dem  kleinen  Winkel  der  Aus- 
löschungsschiefe sowie  den  übrigen  Merkmalen  überzeugten;  einen 
Umwandlungsvorgang  ähnlicher  Art  haben  wir  am  Weigelsberge  im 
großen  Maßstabe  kennen  gelernt.  — 

Die  erwähnten  breiten  Lagen  von  Enstatit  enthalten  untergeord- 
nete Streifen  und  Lagen  von  großblätterigem  Diaila g,  welcher 
sich  durch  die  höhere  Licht-  und  Doppelbrechung  vom  Enstatit  leicht 
unterscheidet,  welche  etwas  runzelige  Oberfläche  und  erhabeneres  Relief 
bedingen,  ferner  ist  die  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der  leuchten- 
den orangeroten  Interferenzfarben  y~ «~0017,  also  für  Diallag 
auffallend  niedrig.  Die  Farbe  des  Diallags  ist  im  Schliff  grünlich,  der 
Pleochroismus  kaum  merklich  a  =  c  grünlichgrau,  b  gelblichgrau ; 
seine  Formen  sind  linsenförmig  und  abgerundet  kubische  Körner. 
In  zahlreichen  Basisschnitten  haben  wir  Gelegenheit,  die  ausge- 
zeichnete prismatische  Spaltbarkeit  nach  (110)  zu  studieren,  welche 
die  Feinfaserigkeit  bedingt,  dagegen  die  Teilbarkeit  nach  (100)  die 
Blätterigkeit  hervorruft.  Solche  Basisschnitte  sind  graubraun  bestäubt 
und  darin  begegnet  man  der  echten  Diallagstruktur  in  teils 
geradlinigen,  teils  gekrümmten,  ungezählt  oft  wiederholten  Blättern.  Es 
gehört  zu  den  Seltenheiten,  daß  dem  Diallag  haardünne  Lamellen 
eines  rhombischen  Pyroxen  in  der  bekannten  gesetzmäßigen 
Verwachsungsart  eingeschaltet  sind.  Ilmenitlamellen  scheinen  ganz  zu 
fehlen.  Der  Diallag  ist  mit  dem  Enstatit  lagen-  und  linsenförmig,  auch 
richtungslos  körnig  verwachsen ;  außerdem  umwächst  der  Diallag 
den  Olivin  in  Form  der  oberwähnten  Säume;  selten  sind  kleine 
Kristalle  des  ersteren  im  letzteren  eingeschlossen. 

Zwischen  den  großen  Olivinen  eingeklemmt  und  in  Gesellschaft 
der  beiden  Pyroxene  kann  man  da  und  dort  ein  isometrisch  klein- 
körniges Aggregat  des  Plagioklases  in  sehr  untergeordneter  Menge 
wahrnehmen;  dessen  Individuen  zeigen  vollkommene  Spaltrisse  nach 
(010)  und  (001),  die  den  <£  86°  einschließen,  an  welchem  wir  jedoch 
echte  Zwillingslamellierung  vermissen,  es  sind  bloß  breite  Zwillings- 
hälftlinge  vorhanden,  deren  Auslöschungsschiefe  in  Schnitten 
_L  P  und  M  =  <  43°  gemessen  wurde,  was  reinem  Anorthit  ent- 
spricht. Dieses  Ergebnis  steht  mit  der  beobachteten  Licht-  und  Doppel- 
brechung im  Einklang,  denn  in  Schnitten  mit  der  höchsten  lebhaft 
gelben  Interferenzfarbe  ist  7— a  =  0013.  — 


174  Franz  Kretschmev.  [1741 

Maginatische  Resorptionen  sind  hier  bei  weitem  nicht 
so  verbreitet  und  intensiv  wie  in  dem  Bielenit  von  der  Totenkoppe 
bei  Jauernig.  Tiefer  eingreifende  Korrosionen  zeigt  bloß  der  Olivin, 
dessen  zuerst  ausgeschiedene  Kristalle  in  dem  veränderten  Magma 
bestandunfähig  geworden,  daher  der  später  auf  dessen  Kosten  kristal- 
lisierende Enstatit  peripherisch  in  den  Olivin  ausbuchtet  und  in 
denselben  eindringt. 

Der  auf  den  Spaltrissen  und  der  Zerklüftung  des  Olivins  vor- 
dringende Serpentin  ist  im  Schliff  und  Durchfallicht  gelblichgrün, 
derselbe  gehört  nach  seiner  Mikrotextur  und  der  Aggregatpolarisation 
in  einheitlicher  klargrauer  Interferenzfarbe,  welcher  die  Doppelbrechung 
Y — a  =  0*007  entspricht,  zum  querfaserigen  Metaxit. 

Die  Art  und  Weise,  wie  der  Olivin  mit  dem  Enstatit  durchwachsen 
ist,  müssen  wir  als  Implikationsstruktur  bezeichnen;  zwischen  den 
derartig  struierten  Olivinaggregaten  fließen  gleichsam  Ströme  von  En- 
statit nebst Diallag  zwischendurch,  welche  deutlich  Fluidalstruktur 
zeigen  und  die  Olivinaggregate  umfassen.  Solche  Strukturen  sind 
eben  nur  bei  Eruptivgesteinen  möglich,  demzufolge  die  eruptive 
Natur  unseres  Bielenits  von  Sörgsdorf  außer  Zweifel 
steht.  Wir  gelangen  also  bezüglich  dieses  Vorkommens  zu  der  Aus- 
scheidungsfolge: Magnetit  und  Ilmenit,  dann  Olivin,  hierauf  der 
Enstatit  nebst  Diallag  nachfolgte  und  endlich  die  kleine  Menge  des 
Plagioklases  die  Reihe  beschloß.  Zwischen  Olivin  einerseits  und  En- 
statit anderseits  findet  mehrfache  Phasen  Überdeckung  in  der 
Weise  statt,  daß  die  Ausscheidung  von  Enstatit  bereits  begonnen  hat, 
als  diejenige  des  Olivins  noch  nicht  beendigt  war.  Dasselbe  gilt  im 
untergeordneten  Maße  auch  vom  Diallag,  weil  beide  Pyroxene  wahr- 
scheinlich gleichzeitig  kristallisierten.  Die  Erzausscheidung  hat  wohl 
zuerst  eingesetzt,  jedoch  bis  zum  Ende  der  Pyroxenausscheidung 
angedauert.  — 

Chemische  Analyse  des  Bielenits  aus  dem  Steinbruche 
zwischen  Wildschütz  und  Sörgsdorf. 

Was  in  dem  nachstehenden  Analysenergebnis  unser  ganz  beson- 
deres Interesse  fesselt,  ist  die  Stellvertretung,  welche  das  Eisen- 
oxydul mit  dem  hohen  Werte  von  17-59  Gew.%,  für  die  auf  27  Gew. % 
herabgesunkene  Magnesia  übernimmt.  Die  große  Menge  Eisenoxydul 
steckt  sowohl  in  dem  an  und  für  sich  eisenreichen  Olivin  und  in 
noch  höherem  Maße  im  Fayalit,  den  wir  weiter  oben  mikroskopisch- 
optisch feststellten.  Davon  abgesehen  finden  wir  übrigens,  daß  der 
makroskopisch  frische  Bielenit  von  Sörgsdorf  nahezu  die- 
selbe chemische  Zusammensetzung  wie  der  Marchitserpentin  von  Groß- 
würben und  der  Lherzolithserpentin  vom  Zdiarberg  bei  Nieder-Eisen- 
berg  besitzt.  Demnach  unser  Sörgsdorfer  olivinreiche  Bielenit  jene 
extrembasische  Zusammensetzung  hat,  welche  ihn  dem  Osann'- 
schen  „Typus  Dun  Mountains"  am  nächsten  bringt,  für  welchen  die 
Gesteinsformel 

%    a0    C0  720 

in  Geltung  steht.  — 


[17Ö]    Der  metaniorphe    Jioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Hielengebirge.      175 

Das  Verhältnis  1er  Gruppenwerte  S:F  ist  =  1*44  und  nähert 
sich  dem  bei  den  anderen  analysierten  Gesteinen ;  dasselbe  läßt 
ebenfalls  auf  die  Anwesenheit  von  Orthosilikaten  schließen,  welche  in 
diesem  Falle  nach  Maßgabe  des  vorstehenden  mikroskopisch-optischen 
Befundes  aus  Olivin  bestehen.  Die  kleinen  Gruppenwerte  A  und  C 
lassen  auf  die  Gegenwart  einer  kleinen  Menge  von  Plagioklas  schließen, 
von  der  durchschnittlichen  Zusammensetzung  Ab21  Anld,  was  einem 
basischen  Bytownit  entspricht,  während  die  mikroskopisch-optische 
Untersuchung  Anorthit  ergab. 


A  n  a  1  y 

se  IV: 

Gewichtsprozente          M 

olekularprozent 

Kieselsäure  Si02     . 

38-88 

4033 

3809 

Titansäure  Ti  02 

... 

021 

022 

015 

Tonerde  Al2  03   .     . 

•     • 

7-07 

7-33 

4-09 

Chromoxyd  Cr.2  03    . 

.    . 

0-09 

009 

003 

Eisenoxyd  Fc2  03     . 

. 

2-98 

3-09 

1-10 

Eisenoxydul  FcO    . 

. 

1759 

18-25 

14-46 

Manganoxydul  Mn  0 

• 

011 

0-11 

0-09 

Magnesia  Mg  0   .     . 

.    •     . 

27-00 

2801 

39-54 

Kalkerde  CaO    .     . 

■     •     • 

2-80 

210 

213 

Kali  u.  Natron  K2  0 

-f  Na2  0 

0-38 

040 

029 

Kohlensäure  C'02     . 

•         •         • 

060 

— 

— 

Phosphorsäure  P205 

0065 

007 

0-03 

Krist.  u.  Konst.  Wasser  H%  0 

2-83 

— 

— 

100-60 


100-00 


100-00« 


Gruppenwerte: 

8  =  38-24,  A  =  0-29,   C  ==  2'13,  F  =  54-09,    T 

Z=0  64. 


1-67,  U  =  1-13, 


Gesteinsformel: 

s38-2  a0-l  ^o-75  /lo-i» 

Die  Gesteinsproben  zur  chemischen  Analyse  hat  Verf.  demselben 
schwarzen  Gestein  in  dem  Straßenschotterbruche  südlich  der  Straße 
Wildschütz — Sörgsdorf  entnommen,  von  wo  auch  die  Stufen  für  die 
Dünnschliffe  geholt  worden  sind. 


Ueber   die  Veränderungen   am   durchbrochenen   Amphi- 
bolit  in  dem  Bielenitbruche  zu  Sörgsdorf. 

Der  Feldspat-Amphibolit,  welcher  von  unserem  Bielenit  durch- 
brochen wurde  und  in  dem  Schottersteinbruche  anstehend  ist,  erscheint 
in  mehrfacher  Hinsicht  von  besonderem  Interesse;  derselbe  ist  nicht 
nur  sehr  feldspatreich,  sondern  führt  im  Kontakt  mit  dem  ultra- 
basischen Bielenit  stellenweise  den  zuerst  von  A.  v.  Lasaul x,  später 
von  Camer lander  beobachteten  und  festgestellten  Korund  in 
haselnußgroßen  Körnern,    von   welchen    er  zuweilen   ganz   erfüllt  ist. 


17li  Franz  Kretschraer.  [176] 

Obwohl  wir  kontaktmetamorphische  Erscheinungen,  hervorgerufen 
durch  unsere  Peridotite  und  Pyroxenite  bisher  nirgends  beobachtet 
haben,  dürften  wir  es  hier  mit  einer  solchen  zweifellos  zu  tun  haben. 
Jedenfalls  ist  der  gleiche  Uebergemengteil  Korund  im  Bielenit  und 
Korund  im  durchbrochenen  Gabbro-Amphibolit  auf  Kon taktme ta- 
rn orphose  zurückzuführen.  — 

Die  weitere  Vermutung,  daß  der  vom  Bielenit  durchbrochene 
korundfreie  Feldspat- Amphibolit  gewisse  Veränderungen  speziell 
durch  den  postvulkanischen  Prozeß  der  Serpentinisierung  erlitten  hat, 
ist  im  Dünnschlift  u.  d.  P.  ^M.  im  hohen  Maße  bestätigt  worden. 
Die  unversehrten  Gesteinsanteile  sind  im  Dünnschliffe  nur  auf 
untergeordnete  Partikel  und  Zwickel  beschränkt,  dagegen  der  größte 
übrige  Teil  des  Gesteins  zu  einem  überaus  feinschuppigen 
S er izit  im  Gemenge  mit  einem  serpentinähnlichen  Mineral 
nebst  ausgebreiteten  Aggregaten  von  sekundär  ausgeschie- 
denem Ilmenit  umgewandelt  erscheint. 

Die  unversehrten  Gesteinsteile  lassen  uns  einen  echten 
Feldspat-Amphibolit  erkennen,  der  aus  einem  parallel-körnigen 
Gewebe  von  Plagioklas  nebst  wenig  Orthoklas  und  gemeiner 
Hornblende  als  Hauptgeraengteile,  dagegen  wenig  Quarz  nebst 
wenig  tiefbraunem  Ilmenit  als  Nebengemengteile  vertreten  sind. 

Die  Hornblende  ist  im  Schliffe  blaßgrün,  der  Pleochroismus 
stark  a  blaßgrünlichgelb,  b  grasgrün,  c  blaugrün,  die  Interferenzfarben 
werden  durch  die  Eigenfarben  gemäßigt;  häufig  sehr  einfache  Kri- 
stalle der  Form  oo  P  (110),  auch  größere  Säulchen  begrenzt  in  der 
vertikalen  Zone  von  co  P  (110) .  oo  Poo  (010),  mit  vollkommener  Spalt- 
barkeit nach  (110),  hier  und  dort  auch  Spaltrisse  parallel  (001)  und 
Quersprünge  senkrecht  c;  an  Schnitten  nach  (010)  erkennen  wir 
mitunter  Zwillingsbildung  aus  zwei  Hälften,  zumeist  aber  mehrere 
parallel  (100)  eingeschaltete  Zwillingslamellen.  Die  Lichtbrechung  ist 
mäßig,  die  Doppelbrechung  nach  Maßgabe  der  in  Schnitten  nach  (010) 
beobachteten  höchsten  indigoblauen  Interferenzfarben  7 — a  =  0-020, 
also  niedriger  als  sonst  für  Hornblende,  vielleicht  infolge  Umwandlung 
durch  Wasseraufnahme  V  Achsenebene  ist  (010),  die  spitze  negative 
Bisektrix  bildet  den  3C  c:c  =  17°  und  20°  im  spitzen  Winkel  ß  an 
zahlreichen  Kristallen  gemessen.  Unsere  gemeine  Hornblende  ist  des 
öfteren  poikilitisch  mit  dem  Feldspat  verwachsen. 

Die  Feldspäte  erscheinen  als  ein  isometrisches  Körneraggregat, 
das  vorwiegend  aus  Plagioklas  besteht,  dagegen  der  Orthoklas 
nur  spärlich  dazwischen  eingestreut  ist.  Ersterer  ist  tafelförmig  nach 
M  und  durch  seine  teils  breite,  teils  schmalere  Zwillingslamellierung 
nach  dem  Albitgesetz  ausgezeichnet;  die  an  zahlreichen  Durchschnitten 
_L  P  und  M  gegen  die  Trasse  der  Albitzwillinge  gemessene  Auslöchungs- 
schiefe  ergab  folgende  Winkel: 

Mittelwert  £  20°,  entsprechend  —  57%  Ab  -\-  43%  An 
Mittelwert  £17°,  entsprechend  =  61%  Ab  -j-  39%  An 

wodurch  der  Plagioklas  als  basisch  erAndesin  bestimmt  erscheint. 
—  Der  Quarz,   an   seiner  unregelmäßigen  Zerklüftung   kenntlich,   ist 


[1771    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  ßielengebirge.       177 

nur  in  wenigen  Körnern  spärlich  vertreten.  Das  Gestein  ist  somit  ein 
echter  Plagioklas-Amphibolit. 

An  demselben  treten  die  seitens  der  ultrabasischen  Nachschübe 
hervorgerufenen  posteruptiven  und  Thermalwirkungen  durch  folgende 
Umwandlungen  des  ursprünglichen  Mineralbestandes  in  die  Er- 
scheinung: Die  Hornblende  wird  im  Anfangsstadium  feinfaserig, 
dann  dringt  auf  deren  zahlreichen  prismatischen  Spaltrissen  eine 
serpentinähnliche  Substanz  vor,  bis  endlich  das  ganze  In- 
dividuum in  solchen  Serpentin  umgewandelt  ist,  wobei  gleichzeitig 
eine  Unmasse  von  tiefbraunem  Ilmenit  sekundär  im  Gestein  zur 
Abscheidung  kommt;  schließlich  werden  alle  Hornblendeaggregate 
der  angegriffenen  Gesteinspartien  von  diesem  Prozeß  erfaßt  und 
nichts  erinnert  mehr  an  deren  frühere  Anwesenheit.  Daß  dieses  Um- 
wandlungsprodukt tatsächlich  einer  Modifikation  des  Serpentins  ent- 
spricht, dafür  liegen  die  Beweise  vor  in  den  einheitlichen  niedrigen 
Interferenzfarben  und  der  sehr  schwachen  Licht-  und  Doppelbrechung; 
dieselbe  serpentinähnliche  Masse  wird  durch  fortschreitende  Verdich- 
tung submikroskopisch  und  dann  isotrop,  bis  endlich  völlig  zersetzte, 
nicht  näher  bestimmbare  Aggregate  daraus  entstehen. 

Gleichzeitig  werden  die  Feldspate  in  ein  überaus  feinschuppiges 
Aggregat  von  Serizit  zersetzt,  das  ebenfalls  durch  benachbart  aus- 
geschiedenen Ilmenit  und  anderen  Erzen  durchschwärmt,  sowie  braun 
bestäubt  erscheint.  Daß  es  sich  tatsächlich  um  Serizit  handelt,  beweist 
die  niedrige  Licht-  und  die  hohe  Doppelbrechung,  welche  annähernd 
den  Interferenzfarben  des  Muskovits  entspricht.  Auch  die  Serizit- 
schüppchen  sinken  zu  mikroskopischer  Feinheit  herab  und  wirken 
dann  nicht  mehr  auf  das  polarisierte  Licht,  was  ihre  nähere  Bestim- 
mung unmöglich  macht.  In  den  Serizitaggregaten  einzeln  zerstreute 
Feldspate,  darunter  auch  verzwillingte  Kalknatronfeldspate  erinnern 
noch  an  den  früheren  Mineralbestand.  — 

Die  posteruptiven  Prozesse  haben  nicht  nur  im  Bielenit  die 
partielle  Serpentinisierung  des  Olivins  hervorgerufen,  sondern  auch 
im  durchbrochenen  Amphibölit,  die  Hornblende  unter  Abscheidung 
großer  Mengen  Ilmenit  serpentinisiert  sowie  auch  der  Plagioklas  im 
ausgedehnten  Maße  der  Serizitisierung  zum  Opfer  gefallen  ist. 
Makroskopisch  sind  an  unserem  Amphibölit  kaum  Spuren  dieser  be- 
deutsamen Umwandlungsvorgänge  zu  erkennen.  — 

Bielenitserpentin  mit  Erzführung  am  Schloßberge  zu  Jauernig. 

Auch  hier  kommt  ein  blauschwarzer  bis  schwarzgrüner  Serpen- 
tinfels vor,  welcher  neben  ölgrünem  Oliv  in  und  glänzendem  En- 
statit  auch  faserigen  Diallag  enthält;  akzessorisch  ist  Magnetit 
und  Löllingit ;  es  zeigt  sich  ferner  darin  Hornblende,  Strahlstein 
und  Asbest,  welche  wohl  vom  Diallag  abstammen  mögen.  Nach  diesen 
Relikten  zu  schließen  war  das  Ursprungsgestein  auch  in  diesem 
Falle  ein  Bielenit. 

Angrenzend  ist  in  dieser  Lokalität  Hornblendeschiefer  sowie  auch 
Kalkstein  zu  finden,  welche  Gesteine  der  Jauerniger  Schiefer- 
hülle eingeschaltet  sind  und  am  Schloßberge  mit  Biotit-  und  Quarz- 

.Tahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschmer.)  23 


178  Franz  Kretschmer.  [1781 

schiefer  vertreten  sind,  in  welchem  der  Melchiorstollen  seinerzeit 
vorgetrieben  wurde;  der  Kalk  am  Schloßberge  ist  bei  grobkörniger 
Struktur  ein  echter  Marmor.  Auch  daselbst,  genau  wie  bei  Reichen- 
stein, steht  der  Serpentinfels  mit  der  Vererzung  im  Zusammenhange, 
darin  außer  silberhaltigem  Bleiglanz  Arsen-,  Kupfer-  und 
Schwefelkies  einbricht.  Der  den  Serpentinfels  umschließende 
Glimmerschiefer  nebst  den  übrigen  oberwähnten  sedimentogenen 
Formationsgliedern  scheint  daselbst  in  die  große  gangförmige 
Dioritgabbromasse  bei  der  Intrusion  versenkt  worden 
zu  sein.  — 

Bielenit   und   sein   Serpentinfels    auf  der  Totenkoppe   südwestlich 

Jauernig. 

Der  Fundort  dieses  Vorkommens  ist  auf  der  österr.  Spezial- 
karte  1  :  75.000  (Blatt  Jauernig  und  Weidenau)  mit  383  m  Seehöhe 
bezeichnet  und  liegt  2  km  von  der  Kirche  zu  Jauernig  südwestlich 
entfernt.  Der  gedachte  Peridotit  steht  auf  dieser  Höhe  zutage  und 
durchbricht  die  dortige  Antiklinale  der  Gneisglimmerschiefer,  welcher 
Amphibolite  (Hornblendeschiefer)  eingeschaltet  sind. 

An  der  Zusammensetzung  dieses  schwarzgrauen,  feinkör- 
nigen Gesteins  sind  (nach  dem  makroskopischen  Befunde),  als 
vorherrschende  Komponenten  beteiligt:  feinstengeliger  und  fein- 
blätteriger graugrüner  bis  weingelber  Enstatit,  schwarzgrüner  bis 
honiggelber  Oliv  in,  beide  reichlich  mit  Magnetit  eingesprengt,  ferner 
an  dritter  Stelle  großblätteriger  Diallag  nebst  untergeordnetem^  da 
und  dort  zwischen  die  genannten  Komponenten  eingeklemmten 
Plagioklas. 

Der  Enstatit  ist  auch  in  dieser  Lokalität  durch  seine  zum 
Teil  automorphe  Ausbildung,  durch  die  vollkommene  Spaltbarkeit 
nach  co  P  (110),  was  seine  Feinfaserigkeit  bedingt,  ausgezeichnete 
Teilbarkeit  nach  (100),  was  Blätterigkeit  hervorruft,  mit  starkem 
metallartigem  Perlmutterglanz  auf  letzterer  Fläche,  auf  sonstigen 
Spaltflächen  nur  Glasglanz,  sowie  durch  scharfmarkierte  Querabson- 
derung nach  (001)  charakterisiert.  Außer  den  langprismatischen 
Formen  kommen  auch  klinodomatische,  knäuelartige  und  morgenstern- 
ähnliche Zwillingsbildungen  vor,  wie  wir  solche  weiter  oben 
am  Weigelsberge  und  bei  Kratzdorf  kennen  lernten.  Im  Durchfallicht 
ist  der  Enstatit  grünlichweiß  bis  farblos. 

Der  Olivin  ist  zum  Teil  automorph,  alsdann  von  co  P  (100). 
co  P  co  (010).  2  P  co  (021)  begrenzt  (siehe  nebenseitige  Texfigur  29), 
auch  in  einzelnen  grünen  Körnern  und  körnigen  Aggregaten,  oft  sind 
die  Zwillingsbildungen  des  Enstatits  mit  Olivinkörnern  innig  verwachsen. 
Große  Olivine  zerfallen  in  ein  kleinkörniges,  von  Narben  durchlochtes 
strohgelbes  Aggregat  von  Olivin,  welcher  von  einem  Netzwerk  des 
Serpentins  und  Magnetits  umschlossen  wird.  Die  Masse  wird  schließlich 
weißgrau  und  befindet  sich  auf  dem  Wege  zur  Leukophitbildung. 
Gedachte  Narben  sind  vorerst  mit  Eisenocker  erfüllt,  welcher  später 
weggelöst,  alsdann  Löcher  im  Olivin  zurückläßt.  Diese  Porenbildung 
gibt   uns  sogar   ein  Unterscheidungsmittel    an    die  Hand,    den  Olivin 


11791    De1'  nictaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      179 

makroskopisch  von  den  anderen  Komponenten  zu  trennen.  Olivin  und 
Enstatit  dürften  sich  hinsichtlich  der  Menge  annähernd  das  Gleich- 
gewicht halten,  in  manchen  Stufen  aber  überwiegt  dessenungeachtet 
der  erstere  über  den  letzteren;  man  findet  völlige  Gemenge  von 
Olivin  und  Enstatit. 

In  vielen  Stufen  unseres  Bielenits  nimmt  die  Menge  des  Diallags 
zu,  er  ist  daselbst  meist  großblätterig  entwickelt  und  trägt  einen  auf- 
fälligen Metallglanz  auf  der  Fläche  vollkommener  Teilbarkeit  (100) ; 
diese  prächtigen  großgewachsenen  Diallage,  grünlichweiß  bis  schwarz- 
grün, sind  paketiert  sowie  in  Nestern  und  Streifen  zwischen  den 
herrschenden  Enstatiten  und  Olivinen  eingeschaltet;  blätterige  Pakete 
des  Diallags  liegen  sowohl  im  Enstatit  als  auch  im  Olivin.  Die  Ser- 
pentinisierung  dringt  in  diesem  Falle  parallel  den  Blättern  nach 
(100)  vor. 

Fig.  29. 

Olivinkristall  nach  (100). 


Olivinmaschen  =  weiß.  —  Narben  =  schwarz. 
Serpentinnetz  —  schraffiert. 


Der  Einfluß  des  frischen  Gesteins  auf  die  Magnetnadel  ist  ein 
sehr  kräftiger,  was  mit  dem  reichlich  ausgeschiedenen  Magnetit 
im  Zusammenhange  steht.  — 

Umwandlungen:  Die  Serpentinbildung  ergreift  zuerst  den 
Olivin,  während  der  Enstatit  (wie  leicht  begreiflich)  diesem  Prozeß 
einen  stärkeren  Widerstand  leistet,  bis  schließlich  auch  dieser  in 
der  schwarzgrünen  Serpentinmasse  aufgeht,  welche  jedoch  insbesondere 
peripherisch  noch  die  alte  Enstatittextur  verrät.  Am  längsten  erhält 
sich  der  Diallag,  dessen  glänzende  Schuppen  sich  vom  dunklen  Ser- 
pentingrunde scharf  abheben,  worin  Olivin  und  Enstatit  bereits  früher 
aufgegangen  sind.  —  Im  Gegensatz  dazu  zeigt  der  Olivinserpentin  im 
I.  Stadium  die  oben  beschriebene  Narben-,  beziehungsweise  Maschen- 
struktur, bis  alsdann  im  II.  Stadium  auch  dieser  in  dichte,  meist 
mattschwarze,  selten  tiefdunkelblaue  Serpentinmasse  übergeht,  welche 
reichlich  mit  Magnetit  imprägniert  erscheint.  Einem  III.  Stadium 
gehören  die  Regenerationen  der  Serpentinsubstanz  an,  sie  bestehen 
in  der  Ausbildung  eines  bläulichen  und  goldgelben  Chrysotils,  der 
sowohl    die   Olivinlöcher  ausfüllt,   als   auch   auf   den    Strukturflächen 

23* 


180  Franz  Krctschmer.  [18  U] 

sich  ausbreitet  und  diese  überzieht,  sowie  die  Haarspalten  des  Ge- 
steins bekleidet.  Solcher  Chrysotil  ist  von  zahllosem  modellscharfem 
Magnetit  der  Formen  0  (111)  und  qo  0  (110)  eingesprengt. 

Beim  Enstatit  bezeichnet  das  erste  Stadium  auf  dem 
Wege  zum  Serpentin  eine  mattgraue  Verfärbung  der  Enstatit- 
fasern  und  -Stengel  sowie  Verschwinden  der  Spaltbarkeit,  gleichzeitig 
treten  die  gesetzmäßig  verwachsenen  Lamellen  des  monoklinen  Pyro- 
xens  durch  dunkle  Färbung  deutlich  hervor,  weil  diese  der  Umwand- 
lung besser  widerstehen.  Im  zweiten  Stadium  verschwindet  die 
Lamellierung  und  beide  Pyroxene  gehen  in  der  schwarzgrünen  dichten 
Serpentinmasse  unter. 

Durch  fortschreitende  Verwitterung  des  Serpentins  tritt 
seine  Grundanlage,  beziehungsweise  Mikrostruktur  sowohl  am  Enstatit- 
serpentin  gleichwie  am  Olivinserpentin  wieder  hervor,  und  zwar  sind 
es  konzentrisch  schalige  Elipsoide  von  Leukophit  von  Ma- 
gnetitkörnern schalenförmig  umhüllt.  Dieser  Verwitterungsprozeß 
schreitet  von  der  Oberfläche  und  den  Zerklüftungsflächen  des  Gesteins 
gegen  das  Innere  fort.  — 

Wir  gelangen  nach  den  obigen  Beobachtungen  zu  der  Behauptung, 
daß  sich  der  Bielenit  von  der  Totenkoppe  in  einem  halb  fortge- 
schrittenen Zustande  der  Serpentinisierung  befindet,  das  heißt 
der  Prozeß  ist  auf  halbem  Wege  stehen  geblieben,  demzufolge  die 
andere  Gesteinshälfte  noch  in  dem  ursprünglichen  Mineralbestaude 
erhalten  ist.  — 

Dünnschliffbild  des  Bielenits  von  der  Totenkoppe. 

Dieses  makroskopisch  scheinbar  stärker  serpentinisierte  Gestein 
erweist  sich  im  Dünnschliff  u.  d.  P.  M.  relativ  recht  frisch  erhalten, 
jedenfalls  ist  darin  die  Serpentinbildung  im  Ganzen  nicht  weiter  fort- 
geschritten, als  in  dem  Bielenit  von  Wildschütz.  An  der  Zusammen- 
setzung des  frischen  Gesteins  von  der  Totenkoppe  beteiligen  sich 
der  Menge  nach  geordnet  folgende  Hauptgemengteile,  und  zwar 
Olivin,  Diallag  und  Enstatit,  untergeordnete  Elemente  sind: 
Ilmenit  und  Magnetit,  sehr  vereinzelte  Zwickel  grobkörniger  Plagioklase 
oder  nur  einzeln  zerstreute  Körner  davon. 

Am  Olivin  vermissen  wir  idiomorphe  Gestaltung,  derselbe  ist 
zumeist  nur  als  unregelmäßige  große  Kristalle  vertreten,  welche  viel- 
fach durch  Umwandlungsprozesse  mehr  oder  weniger  in  Mitleiden- 
schaft gezogen  wurden,  so  daß  sie  bald  zu  größeren,  bald  zu  kleineren 
Körnern  und  bis  zu  Olivin  grus  zerfallen  sind,  jedoch  durch  ihre 
gleiche  optische  Orientierung  die  Zugehörigkeit  zu  demselben  Indivi- 
duum bekunden.  Der  Olivin  ist  im  Schliff  völlig  farblos  und  fällt  sofort 
durch  seine  hohe  Lichtbrechung  auf,  welche  das  hohe  Relief,  die 
runzelige  Oberfläche  und  die  dunklen  Reflexionsränder  bedingt;  die 
Doppelbrechung  in  Basisschnitten  mit  den  höchsten  orangegelben 
Interferenzfarben  ist  y — a  =  0*032;  vollkommene  Spaltbarkeit  nach 
(010),  markiert  durch  grobe  Spaltrisse  und  eine  solche  absätzige 
nach  (001),  außerdem  viele  Quersprünge  senkrecht  c.  Optisch  positiv 
mit  der  Beschränkung,  daß  auf  (010)  negativ;  Achsenebene  ist  (001), 


[1811    ^ei'  uietaniorphc  Dioritgabbrogang  iin  Schnee-  und  Bielengebirge.      181 

die  Brachydiagonale  a  ist  spitze  Bisektrix,  demzufolge  a  =  c,  b  —  a, 
c  =  b.  —  Unser  Olivin  ist  sowohl  mit  dem  Enstatit  als  auch  mit 
Diallag  verflochten,  was  zur  Ausbildung  echter  Implikations- 
struktur führt.  Infolge  Serpentin-  und  Talk bil düng  sieht 
man,  daß  größere  Olivinkörner  gleich  Mauersteinen  von  einem  aus 
Talk  und  Serpentin  bestehenden  Mörtel  verbunden  sind. 

Der  Diallag  besteht  aus  breit-  und  langgestreckten  großen 
Körnern,  mit  ausgezeichneter  Teilbarkeit  nach  (100)  markiert  durch 
grobe  Längsrisse,  zuweilen  mit  Zwillingslamellen  parallel  (100),  wobei 
3  und  4  Lamellen  verschiedener  optischer  Orientierung  einem  Sammel- 
individuum eingeschattet  sind,  genau  so  wie  man  dies  vom  Augit  her 
kennt.  Solcher  Diallag  ist  durch  die  Länge  und  Geradlinigkeit 
seiner  Lamellen  bemerkenswert.  Verwachsungen  mit  parallel  (100) 
eingeschalteten  Lamellen  des  Ilmenits  sind  nicht  so  häufig  als 
wie  im  Enstatit,  auch  sind  sie  absätzig  und  bewirken  bei  ihrer  Um- 
wandlung in  Titanmineralien  den  metallartigen  Schiller  auf  (100). 
Vielfach  wiederholte  Interpositionen  von  bald  breiten,  bald  schwachen 
Lamellen  desEnstatits  wurden  in  zahlreichen  Diallagindividuen 
festgestelt,  dieselben  sind  ebenfalls  parallel  (100)  eingeschaltet,  und 
zwar  derartig,  daß  (010)  des  Enstatits,  parallel  (100)  des  Diallags  liegt 
und  die  Prismenflächen  beider  zusammenfallen ;  demzufolge  sich  die 
gedachten  Lamellen  zwischen  X  Mcols  durch  die  verschiedene  Doppel- 
brechung scharf  unterscheiden;  häufig  nehmen  die  Enstatit- 
lamellen  dergestalt  zu,  daß  alsdann  der  Diallag  nur 
auf  schwache  Membranen  beschränkt  bleibt,  ein  Ver- 
hältnis, wie  wir  es  beim  Perthit  und  Antiperthit  schon  lange  kennen. 
Unser  Diallag  ist  im  Schliff  im  Auffallicht  grünlichbraun,  im  Durch- 
fallicht  völlig  farblos ;  der  Pleochroismus  ist  kaum  merklich,  und  zwar 
a  —  c  gelblichgrün,  b  grünlichgrau,  die  Lichtbrechung  etwas  höher 
als  im  Enstatit,  die  Doppelbrechung  ist  in  Schnitten  nach  (010)  mit 
der  höchsten  grünlichblauen  Interferenzfarbe  7  —  a  =  0  024,  Achsen- 
ebene ist  (010)  und  spitze  Bisektrix  ist  c,  welche  mit  c  den  ^  =  40° 
im  stumpfen  Winkel  ß  bildet. 

Der  Enstatit  macht  im  vorliegenden  Gestein  nur  wenig  An- 
spruch auf  Selbständigkeit,  derselbe  ist  meist  in  kleinen  Körnern 
und  Kristallen  sowie  als  kreuzförmige  Zwillinge  dem  Olivin 
eingeflochten ;  oder  aber  mit  dem  Diallag  in  der  obenbeschriebenen  Art 
lamellar,  ähnlich  dem  Perthit  und  Antiperthit  verwachsen.  Die  selb- 
ständigen und  im  Olivin  eingeschlossenen  Enstatit-Individuen  enthalten 
fast  immer  die  schon  von  früher  her  bekannten,  nach  (100)  einge- 
schalteten Ilmenitlamellen,  welche  durch  die  Umwandlung  zu 
Titanmineralien  den  metallartigen  Schiller  auf  (100)  hervorbringen. 
Außerdem  finden  wir  in  einzelnen  Schnitten  die  bekannten  dünnen 
Lamellen  des  Diallags,  welche  in  der  wiederholt  beschriebenen 
Art  dem  Enstatit  eingewachsen  sind,  wobei  (110)  als  Verwachsungs- 
ebene erscheint,  so  zwar  daß  in  Schnitten  nach  (100)  der  Diallag 
durch  die  höhere  Doppelbrechung,  dagegen  in  Schnitten  nach  (010) 
durch  die  Auslöschungsschiefe  wahrzunehmen  ist.  In  solchen  Enstatiten 
erscheinen  die  Spaltrisse  nach  (110)  und  die  polysynthetischen  La- 
mellen wie  gewöhnlich  mehrfach  gekrümmt. 


184  Franz  Kretschmer.  fl84] 

Die  Lherzolith-Serpentinfelse  am  Volkmer berge 
sind  als  h a  1  b-  und  ganz  serpentinisierte  Gesteine  zu 
unterscheiden.  In  den  ersteren  sieht  man  makroskopisch  zahlreiche 
blätterige  Kristalle  von  Enstatit  mit  ihrem  metallartigen  Perlmutter- 
glanz  aufblitzen.  Während  der  Olivin  rasch  der  Serpentinisierung 
anheimfällt,  setzt  der  Enstatit  diesem  Prozeß  zähen  Widerstand  ent- 
gegen, seine  Blätter  und  Fasern  sind  im  Serpentin  auch  dann  noch 
sehr  deutlich  zu  erkennen,  wenn  vom  Olivin  jede  Spur  verwischt  ist. 
Der  Olivinserpentin  zeigt  wie  gewöhnlich,  charakteristische 
Mas  chenstruktur,  welche  dem  Enstatitserp  entin  fehlt,  viel- 
mehr letzterer  in  parallelfaseriger,  also  metaxitischer  Struktur 
ausgebildet  erscheint. 

In  der  matten  schwarzgrünen  Serpentinmasse  machen  wir  die 
interessante  Beobachtung,  daß  der  Enstatit  wohl  in  Serpentin  umge- 
wandelt ist,  dessenungeachtet  seine  eigentümliche,  in  Schnitten  parallel 
(100)  großblätterige  Textur  und  in  Schnitten  JL  c  seine  Feinfaserigkeit 
bewahrt  hat.  —  Die  Olivinkristalle  und  Körner  sind  zu  einem 
großen  Teile  nur  halbserpentinisiert,  sie  zeigen  alsdann  typische 
Maschenstruktur  mit  aus  Magnetit  bestehenden  Netzschnüren,  dagegen 
die  Maschen  selbst  mit  intaktem  Olivin  ausgefüllt  sind.  Der 
restliche  Teil  des  Olivins  ist  wohl  gänzlich  in  Serpentin  aufgegangen, 
jedoch  läßt  auch  dieser  in  charakteristischer  Weise  die  ursprünglich 
zerklüftete  Olivintextur  erkennen.  —  In  den  ganzserpen- 
tinisierten  Gesteinspartien  ist  jedoch  weder  vom  Olivin  noch  vom 
Enstatit,  beziehungsweise  ihrer  Textur  selbst  unter  d.  binok.  M.  irgend- 
eine Spur  zu  sehen,  beide  Minerale  sind  vom  Serpentin  vollständig 
aufgezehrt  und  nichts  erinnert  mehr  an  den  ursprünglichen  Mineral- 
bestand. 

Die  bisher  von  dieser  Lokalität  betrachteten  schwarzgrünen 
Serpentinfelse  sind  fem is che  Gesteine;  im  Gegensatze  dazu  steht 
eine  weißgraue  bis  hellgrünlich  melierte  Serpentinvarietät  als 
ein  sali  seh  es  Gestein,  welche  wir  zu  dem  bereits  oben  wiederholt 
angeführten  und  geschilderten  Leukophit  stellen  müssen.  Bei 
makroskopischer  Betrachtung  scheint  das  Gestein  wesentlich  aus  einer 
dichten  specksteinähnlichen  Masse  zu  bestehen,  in  welcher 
sich  ein  Netzwerk  von  angereihten  Magnetitkörnern  hindurchzieht. 
Häufig  bemerkt  man  jedoch,  daß  sich  die  weiße  Mineralmasse  aus 
sphäroidischen  Körnern  zusammensetzt,  welche  teilweise  eine 
konzentrisch-schalige  Struktur  besitzen,  also  dem  Leukophit 
angehören.  — 


Dünnschliffbild  des  leukokraten  Lherzolithserpentins 

(Leukophit). 

U.  d.  P.M.  erkennen  wir  sofort,  daß  optisch  ein  echter  Ser- 
pentin vorliegt,  welcher  im  Auffallicht  blaßbräunlich,  im  Durchfall- 
licht farblos  erscheint,  den  größten  Teil  der  Schlifffläche  beherrscht 
und  allgemein  typische  Maschen  struktur  sich  bewahrt  hat,  er  ist 
fast  durchwegs  hellbraun  bestäubt,  wobei  das  Pigment  wolkenartig 


[185]    Der  rnetaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       185 

verteilt  ist;  dabei  können  wir  an  vielen  Maschen  die  konzen  tr isch- 
schal ige  Struktur  beobachten.  Diese  Maschenstruktur  deutet  zweifel- 
los auf  die  Entstehung  aus  Olivin,  welcher  nach  der  Verbreitung 
der  Maschen  zu  schließen,  den  weitaus  vorherrschenden  Hauptgemeng- 
teil in  diesem  Gestein  einstens  bildete.  Zwischen  X  Nicols  zeigt 
der  Serpentin  an  den  meisten  Stellen  ein  mehr  oder  weniger  dicht 
gestricktes  Gewebe  von  Fasern  und  Balken,  worin  man  zahlreiche 
runde  und  eckige  Körner,  parallelfaserigen  Metaxit  und  radial- 
faserigen Pikrolith  unterscheiden  kann,  letztere  sind  in  der  Regel 
Rotationsellipsoide,  welche  zum  Teil  eine  konzentrischschalige  Struk- 
tur, erstere  aber  eine  Sektoren  ahn  lieh  e  Felderteilung  besitzen. 
In  dem  herrschenden  Serpentinaggregat  eingeklemmt,  bemerken  wir 
hellere  Stellen,  die  noch  die  alte  Spaltbarkeit  und  Zerklüftung  des 
Olivins  deutlich  erkennen  lassen.  Durch  Anwendung  des  Gipsblatt- 
Kompensators  konnte  auch  die  höhere  Doppelbrechung  des 
Olivins  als  indigoblaue  Interferenzfarbe  II.  Ordnung  zur  Erkennung 
gelangen,  wahrend  der  herrschende  Leukophit  bloß  die  Doppel- 
brechung 7 — a  =  0-005  nach  Maßgabe  der  einheitlichen  graublauen 
Interferenzfarben  aufweist;  die  Lichtbrechung  ist  n  =  Kanadabalsam, 
optischer  Charakter  positiv,  die  Alislöschung  erfolgt  parallel  und  senk- 
recht zu  den  Fasern.  Aus  diesem  Verhalten  geht  hervor,  daß  der 
farblose,  beziehungsweise  weiße  Serpentin  eine  homoaxe  Varietät 
des  gemeinen  Serpentins  ist  und  sich  nur  durch  den  leukokraten 
Charakter   von  dem  allgemein  melanokraten  Serpentin    unterscheidet. 

In  dem  solcherart  beschaffenen  Leukophitgewebe  schwimmen 
nun  zahlreiche  Kristalle  und  Knäuel  von  Enstatit,  weniger  stark 
vertreten  sind  Reste  von  Andiopsid  in  Form  von  Trümmern  ver- 
schiedener Abmessungen. 

Der  Enstatit  ist  mit  kurzprismatischen  Kristallen  und  morgen- 
sternähnlichen Zwillingsbildungen  vertreten ;  in  der  Regel  sind  die 
Kristalle  mit  parallel  den  prismatischen  Spaltrissen  eingeschalteten 
Lamellen  des  Ilmenits  polysynthetisch  verwachsen ;  solche  Enstatite 
sind  gewöhnlich  sehr  feinfaserig,  vielfach  gebogen  und  haben  dann 
ein  nach  Art  von  Strängen  gedrehtes  Aussehen ;  an  einzelnen 
dieser  lamellaren  Enstatit-Ilmenitkristalle  konnte  auch  eine  Zwillings- 
bildung durch  Gleitung  nach  \-  P  ao  (104)  festgestellt  werden  sowie 
auch  häufig  un  du  löse  Auslöschung  daran  bemerkt  wurde.  Schließlich 
ist  noch  die  häufige  Erscheinung  zu  erwähnen,  daß  die  Serpentini- 
sierung  der  gedachten  Enstatitkristalle  durch  die  Einwanderung  der 
oberwähnten  Pikrolith-Sphäroide  mit  isotropem  Kern  ein- 
geleitet wird. 

Der  Andiopsid  ist  nur  in  wenigen  restlichen  Querschnitten 
erhalten,  wahrscheinlich  stand  er  im  Ursprungsgestein  unter  den 
Hauptgemengteilen  an  dritter  Stelle ;  derselbe  zeigt  auch  die  hohe 
Licht-  und  Doppelbrechung  wie  an  den  übrigen  Punkten  seines  weiten 
Verbreitungsbezirkes,  und  zwar  ist  7— a  =  0030  nach  Maßgabe  der 
orangegelben  und  reingelben  Interferenzfarben,  auch  ist  er  hier  wie 
überall  mit  den  schwächer  doppelbrechenden  Diallaglamellen 
polysynthetisch  verwachsen,  was  seine  Feinblätterigkeit  bedingt. 
Ilmenitlamellen     sind     hier     weit    spärlicher    als    im    Enstatit 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917.  67.  Band,  l.  Heft.  (F.  Kretschmer.)     24 


186  Franz  Kretschmer.  [186] 

zwischengeschaltet.  Die  Serpentinisierung  beginnt  durch  Einwanderung 
längs  der  Diallaglamellen  als  Lösungsflächen,  davon 
einzelne  ergriffen  sind,  in  dem  noch  sonst  frisch  erhaltenen  Mineral- 
überrest. Die  übrigen  Merkmale  unseres  Andiopsids  stehen  mit  der- 
jenigen der  übrigen  Vorkommen  auf  dem  Gangzuge  in  Ueberein- 
stimmung. 

Nach  den  soeben  geschilderten  Ueberresten  des  ursprünglichen 
Mineralbestandes  dürfte  es  wohl  keinem  Zweifel  unterliegen,  daß  das 
Ursprungsgestein  ein  olivin  reich  er  Lherzolith  war.  Was  die 
Struktur  desselben  betrifft,  so  haben  wir  an  den  beiden  Pyroxenen 
eine  innige  körnige  Verwachsung  konstatiert,  dagegen  die  herr- 
schenden Olivine  speziell  mit  dem  Enstatit  dicht  verflochten  sind, 
demzufolge  das  Ursprungsgestein  unseres  Leukophits  am  Volkmer- 
berge,  —  soweit  man  aus  den  erhaltenen  Ueberresten  der  Kom- 
ponenten urteilen  darf,  tatsächlich  eine  echte  Implikationsstruk- 
tur besaß.  — 

Nach  Maßgabe  der  zuletzt  betrachteten  Peridotite  nächst  Wild- 
schütz, Jauernig  und  Weißbach  am  nordwestlichen  Ende  der 
großen  gangförmigen  Dioritgabbrozone  sehen  wir  eine  merkwürdige 
Mannigfaltigkeit  in  der  mineralischen  Zusammensetzung 
petrographisch  übereinstimmender  ultrabasischer  Gesteinstypen,  mit  den 
anderen  pyroxenitisch-peridotitischen  Gesteinsmassen  längs  des  ganzen 
Zuges  und  am  südwestlichen  Ende  desselben  Dioritgabbroganges 
bei  Nieder-Eisenberg  und  Buschin.  Zweifellos  hat  in  diesen  Eruptions- 
schlotten, beziehungsweise  Durchschlagsröhren  die  Förderung  eines 
sehr  nahe  gauverwandten  Magmas  stattgefunden,  welches  in 
chemischer  Beziehung  eine  merkwürdig  gleichförmige 
Zusammensetzung  hatte;  trotz  der  gewaltigen  streichenden 
Länge  per  54'6  km,  auf  welcher  diese  mannigfaltigen  Peridotite  und 
Pyroxenite  längs  unseres  dioritisch-gabbroiden  Ganglakkolithen  perlen- 
schnurähnlich verteilt  erscheinen  und  den  letzteren  sowohl  am  Lie- 
genden sowie  am  Hangenden  gleich  Satelliten  umschwärmen.  — 

Werfen  wir  einen  Rückblick  auf  die  mannigfaltigen  Pyroxene, 
welche  sich  an  der  Zusammensetzung  unserer  ultrabasischen  Stock- 
gesteine beteiligen,  so  ist  der  lamellare  Aufbau  des  überwiegend 
nicht  homogenen  Enstatits  und  des  Andiopsids  geeignet,  die  Schwan- 
kungen in  der  chemischen  Zusammensetzung  zu  erklären.  Dieselben 
sind  als  isomorphe  Mischungen  des  Diopsidsilikats  Si^CaMgOa  mit 
dem  Enstatitsilikat  Si2  Mg2  Ö(;  anzusehen,  ungeachtet  ihrer  verschie- 
denen optischen  und  kristallographischen  Eigenschaften,  wie  sie  das 
Mikroskop  enthüllt.  Dasselbe  gilt  bezüglich  des  Diallags,  welcher  all- 
gemein und  speziell  in  unserem  Falle  dem  Diopsid  und  Enstatit  so 
nahe  steht,  weil  er  sich  nicht  nur  an  dem  lamellaren  Aufbau  des 
Enstatits  und  Andiopsids  beteiligt,  sondern  auch  in  seinen  selbständigen 
Formen  eine  ähnliche  Lamellenstruktur  offenbart.  Nachdem  der  Diallag 
chemisch  zu  derselben  Mischungsreihe  des  Enstatit-  und  Diopsidsilikats 
gehört,  will  man  dessen  Selbständigkeit  nicht  gelten  lassen,  obwohl 
der  letztere  morphologisch  und  optisch  so  wesentlich  verschieden  ist, 
daß  es  unmöglich  erscheint,  diesen  mit  den  beiden  vorigen  in  einen 
Topf  zu  werfen.  Der  Umstand,  daß  sowohl  der  Diopsid  mit  dem  En- 


[1871    Der  metaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       187 

statit,  der  letztere  mit  dem  Diallag  und  dieser  wiederum  mit  dem 
Enstatit  gesetzmäßig  in  selbständigen  Individuen  verwächst,  erscheint 
als  zweifelloser  Hinweis  auf  den  Dimorphismus  sowohl  des  Enstatit- 
gleichwie  des  Diopsidsilikats,  welche  beide  sowohl  monokline  als  auch 
rhombische  Formen  auszubilden  vermögen.  — 

Ueber    die  Umwandlung  des  Serpentinfelses  zu  Leuko- 
phit,  Chrysotil  und  Talk  am  Volkmerberge. 

An  der  Oberfläche  und  den  Strukturflächen  des  Serpentinfelses, 
vom  Tage  herab,  soweit  die  Thermalquellen  und  Atmosphärilien  ihre 
Wirkungen  äußern  konnten,  ist  der  gemeine  Serpentin  zu  Leu- 
kophit  verändert  und  zu  Chrysotil  regeneriert  worden.  Durch 
diesen  Prozeß  wird  die  versteckte  Mikrotextur  des  Serpentins  wieder 
aufgedeckt,  welche  bei  der  Serpentinisierung  verwischt  worden  war. 
Der  aus  Diallag  entstandene  metaxitische  Serpentin  ist 
in  faserigen,  beziehungsweise  blätterigen  Talk  umgewandelt, 
dabei    die    großen    Talkblätter    zufolge    ihres   Perlmutterglanzes    aus 


Fig.  30. 

Endstadium  der  Olivinumwandlung. 

Olivinschnitt  nach  (100). 


(021) 


Spaltrisse  nacb  (001). 


^   (010) 


Spaltrisse  nach  (010). 
Magnetit  =  schwarz.  —  Chrysotil  =  schraffiert. 
Leukophit  =  punktiert. 


24* 


18g  Franz  Kretschmer.  [188] 

ihrer  Umgebung  talkartiger  Substanzen  scharf  aufblitzen.  —  Auch 
die  Olivintextur  kommt  bei  der  Leukophit-  und  Chrysotilbildung 
wieder  zum  Vorschein,  .welche  infolge  der  Serpentinisierung  ver- 
schwunden war  (siehe  vorstehende  Abbildung  30).  Zunächst  sehen 
wir,  daß  die  schwarzen,  metallisch  glänzenden  Magnetitschnüre, 
welche  sich  auf  den  Spaltrissen  und  Sprüngen  ausgeschieden  haben, 
scharf  von  ihrer  farblosen  Umgebung  abheben  und  das  Maschennetz 
bilden,  an  diese  haben  sich  gegen  das  Mascheninnere  hin  Regenera- 
tionen des  Serpentins,  und  zwar  parallel-  und  radialfaserige 
farblose  Chrysotilsäume  konzentrisch  schalig  angeglie- 
dert, gleichzeitig  ist  der  Chrysotil  auf  Adern  und  Spalten  in  das 

Fig.  31. 

Olivinschnitt  nach  (100). 
Serpentinisiert. 


hthM 


Spaltrisse  nach  (Oül). 


I 
Magnetit  =  schwarze  Schnüre.   —  Leukophit  =  weiße  Maschen. 

Mascheninnere  vorgedrungen.  Die  Maschen  selbst  haben  in  diesem 
Stadium  noch  aus  schwarzgrünem  gemeinem  Serpentin  bestanden, 
sie  wurden  schließlich  in  gelblichweißen  und  dichten  Leu- 
kophit umgewandelt.  Gemeiner  Serpentin  und  Leukophit  sind  durch 
allmähliche  Uebergangsglieder  untereinander  verknüpft.  Magnetit, 
Chrysotil  und  Leukophit  bilden  demzufolge  schalige  Sphä- 
roide  mit  dem  letztgenannten  Mineral  als  Kern. 

Infolge  der  Volumverminderung  erscheint  der  Leukophitkern 
mehr  oder  weniger  zerklüftet  und  zerbröckelt,  welcher  alsdann 
durch  die  Einwirkung  der  Atmosphärilien  napfförmig  ausgehöhlt 
wird.  Magnetit  und  Chrysotil  bilden  in  diesem  Endstadium  über- 
höhte scharfe  Grate  und  Stege;  diese  letzteren  erscheinen 
als  ein  regelloses  Geäder  um  die  Näpfe  und  Poren,  welche  an 
Stelle  der  Maschen  entstanden  sind. 

Durch  die  fortschreitende  Verwitterung  werden  an  dem  Olivin- 
serpentin  des  Volkmerberges  regelmäßig  angeordnete  Maschennetze 
bloßgelegt,  wie  obenstehend  (Fig.  31)  skizziert.     Diese  leiterförmigen 


[189]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       189 

Maschen  sind  nicht  etwa  zufällig  entstanden,  sondern  sie  entsprechen 
Querschnitten  des  Olivins  nach  (100),  die  vertikalen  Balken  (oder 
Stege)  gehen  alsdann  den  Spaltrissen  nach  (010)  parallel,  während 
die  horizontalen  Balken  (beziehungsweise  Grate)  den  absätzigen 
Spaltrissen  nach  (001)  des  Olivins  folgen. 


C.  Ueber  die  Alkalipyroxenite  bei  Weißbach   und  Waldeck. 

Am  Volkmerberge  bei  Weißbach  und  der  Viehbichkoppe  bei 
Waldeck  hat  der  Verf.  neue  titan reiche  Pyroxenite  entdeckt, 
welche  durch  ihren  hohen  Gehalt  an  Titansäure,  beziehungsweise 
durch  die  in  ihrem  Mineralgemenge  dominierenden  Titanmineralien 
Umenit,  Titanmagnetit,  Titanit  und  Rutil  auffällig  charakterisiert  er- 
scheinen und  für  welche  der  Sammelname  Titan olith  in  Vorschlag 
gebracht  wird.  Die  Zusammensetzung  dieser  merkwürdigen  Pyroxenite 
ist  teils  eine  ternäre  (Weißbach),  teils  eine  binäre  (Waldeck),  ohne 
Spuren  von  Serpentinisierung;  stets  bleibt  für  dieselben  die  große 
Menge  der  Titanmineralien,  beziehungsweise  der  hohe  Gehalt  an 
Titansäure  bezeichnend,  was  auf  die  Abstammung  von  einem  esse- 
xi tischen  Magma  unverkennbar  hinweist.  Von  der  Gewißheit  dieses 
Zusammenhanges  werden  wir  uns  an  der  Hand  der  folgenden  mikro- 
skopisch-optischen sowie  der  chemischen  Analyse  die  nötige  Ueber- 
zeugung  verschaffen. 

Titanolith  (Ilmenit-Enstatit-Diallagfels)  vom  Volkmer- 
berge bei  Obe  r- Weißbach. 

Makroskopisch  und  mit  Hilfe  des  binok.  Mikroskops  konnte  der 
Verf.  an  Streupräparaten  feststellen,  daß  Diallag  und  Enstatit 
scheinbar  die  wesentlichen  Komponenten  dieses  dunkelgrauen 
Gesteins  bilden,  soviel  sich  an  den  relativ  frisch  erhaltenen  und  nicht 
zu  weitgehend  modifizierten  Gesteinspartien  erkennen  läßt;  hierzu  tritt 
kleinkörniger  Feldspat,  dessen  Menge  größeren  Schwankungen 
unterworfen  ist.  Die  Menge  des  eingesprengten  Magnetits  scheint 
mäßig  zu  sein,  demzufolge  das  Gestein  nur  einen  schwachen  Einfluß 
auf  die  Magnetnadel  äußert ;  es  ist  daher  nur  schwacher,  beziehungs- 
weise einfacher  Magnetismus  vorhanden,  welcher  der  Polarität  ent- 
behrt. Die  beiden  Pyroxene  halten  sich  wohl  bezüglich  ihres  Mengen- 
verhältnisses allgemein  das  Gleichgewicht,  doch  ist  dasselbe  Schwan- 
kungen unterworfen,  derartig  daß  Diallag  gegen  Enstatit  vorherrscht 
oder  umgekehrt.  Das  hohe  spezifische  Gewicht,  seine  Feldspatarmut 
sowie  die  Vergesellschaftung  und  gleiche  geologische  Stellung  inner- 
halb unserer  großen  Reihe  sporadisch  verteilter  Pyroxenite  und  Peri- 
dotite,  nähert  das  in  Rede  stehende  Gestein  derselben  Reihe. 

Betrachten  wir  nun  die  genannten  Komponenten  näher,  so  finden 
wir,  daß  der  Diallag  im  Rückstrahllicht  meist  dunkelgrau  bis 
weißgrau  ist,  im  Durchstrahllicht  goldgelb  bis  farblos,  ausge- 
zeichnet großblätterig  nach  (100)  mit  paralleler  Längsstreifung  und 
metallartigem  Perlmutterglanz  auf  der  Fläche  vollkommenster  Teilbar- 
keit   (100),    welchem   Verhalten    zufolge   wir    wohl    diesen   Teil    des 


190  Franz  Rretschmer.  [190] 

Pyroxens  dein  Diallag  zuweisen  müssen.  Als  Seltenheit  verdienen 
dicktafelförmige  Individuen  hervorgehoben  zu  werden,  begrenzt  von 
den  drei  Pinakoiden,  und  zwar  herrschenden  oo  P  co  (100)  unter- 
geordnet oo  P  oo  (010) .  o  P  (001). 

Der  Enstatit  ist  in  erbsgroßen  Körnern  vertreten,  die  im 
rückfallenden  Licht  weißgelb,  im  durchfallenden  Licht  blaßgelblich  bis 
farblos  erscheinen,  vorwiegend  sind  jedoch  feinkörnige  gleichgefärbte 
Aggregate. 

Der  Feldspat  gehört  zum  Plagioklas,  derselbe  ist  in  xeno- 
morphen  Körnern  gegenwärtig,  besitzt  eine  mit  Richtung  der  Brachy- 
diagonale  gestreckte  Leistenform,  seine  breiten  Lamellen  sind  nach 
dem  Albitgesetz  parallel  M  polysynthetisch  verzwillingt,  wie  man  nach 
den  alternierenden  aus-  und  einspringenden  Winkeln  des  körperlichen 
Bildes  u.  d.  binok.  M.  sehr  gut  verfolgen  kann.  Nach  Maßgabe  der 
breiten  Lamellen  dieses  Plagioklases  kann  man  auch  in  diesem 
Gestein  auf  ein  stark  basisches  Mischungsglied  schließen. 

Der  Magnetit  ist,  was  seine  Verteilung  betrifft,  den  vorgenannten 
Komponenten  in  makroskopisch  kleinen  Körnchen  reichlich  einge- 
sprengt; auch  einzelne  größere  rundliche  Körner  da  und  dort  vor- 
handen, Kristalle  sind  selten. 

Olivin  wurde  nirgends  beobachtet. 

Dünnschliffbild  des  Titanoliths  am  Volkmerberge. 

U.  d.  P.  M.  beobachten  wir  zunächst,  daß  sich  dieses  Gestein 
in  einem  viel  weiter  fortgeschrittenen  Zustande  der  Umwandlung 
befindet,  als  man  nach  der  makroskopischen  Untersuchung  vermutet, 
jedoch  ohne  Spuren  von  Serpentinisierung,  sondern  zu  Ti tan it  nebst 
Kalzit.  Von  den  ursprünglichen  Hauptgemengteilen  sind  im  Gestein 
große  Diallag-  und  Enstatit-Individuen  erhalten  geblieben,  jeden- 
falls war  das  Gestein  ursprünglich  ein  grobkörniges  Gemenge  der 
gedachten  Pyroxene ;  als  dritter  Hauptgemengteil  ist  noch  Ilmenit, 
hauptsächlich  aber  aus  demselben  sekundär  hervorgegangener  Tita- 
nit  anzuführen.  Zu  den  Nebengemengteilen  gehört  sekundär  aus- 
geschiedener Kalzit  und  Talk  nebst  primärem  Magnetit. 

Der  Enstatit  zeigt  große,  breit-  und  kurzprismatische  Kristalle 
mit  scharf  markierten  geradlinigen  Spaltrissen  nach  (100);  auch 
größere  und  kleinere  Knäuel  von  kleinen  Enstatiten.  Wir  sehen  jedoch 
selbst  an  größeren  Enstatiten  keine  Verbiegungen  und  Knickungen, 
dagegen  Zwillingsbildung  nach  7-  P  oo  (104),  welche  man  auf  Gleitung 
zurückführt.  Die  gesetzmäßigen  Einschlüsse  von  parallel  (110)  ein- 
gelagerten Lamellen  des  Diaila gs  fehlen  auch  hier  nicht  und 
sind  speziell  im  vorliegenden  Falle  ungewöhnlich  breit  und  vielfach 
wiederholt.  In  Schnitten  nach  (010)  löscht  der  Enstatit  gerade  aus, 
der  Diallag  unter  «£  40°  aus,  gemessen  im  stumpfen  Winkel  ß;  oft 
befinden  sich  diese  Lamellen  zueinander  in  Zwillingsstellung,  was 
sich  aus  ihrer  symmetrischen  und  alternierenden  Auslöschung  ergibt. 
Außerdem  finden  wir  darin  öfters  ausgebreitete  Haufen  von  schlackigem 
Ilmenit  und  Magnetit,  welche  auch  mitunter  die  Enstatitkristalle 
umkränzen. 


[1911     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       191 

Der  Diallag  ist  im  Auffallicht  grünlichgrau  mit  metallartigem 
Schiller,  im  Durchfallicht  völlig  farblos,  ohne  Pleochroismus,  große 
formlose  Individuen  mit  ausgezeichneter  Teilbarkeit  nach  (100),  welche 
auf  (010)  den  prismatischen  Spaltrissen  parallel  läuft.  Der  Diallag 
steht  mitEnstatitin  parallelerlamellarerVerwachsung 
dergestalt,  daß  beide  Mineralien  das  Prisma  gemein  haben,  so  daß 
die  Spaltrisse  durch  beide  gehen ;  die  Enstatitlamellen  unterscheiden 
sich  leicht  durch  ihre  geringe  Doppelbrechung  und  die  Lage  der 
Auslöschungsrichtungen  von  den  Diallaglamellen;  neben  diesen  streng 
orientierten  Verwachsungen  von  Diallag  und  Enstatit  sind  auch  solche 
zu  erwähnen,  welche  zum  Teil  flammenartig  dem  Perthit,  sowie 
auch  wurmähnlich  dem  Myrmekit  gleich  sind.  Außerdem  sind  dem 
Diallag  spärlich  dicke  Lamellen  von  Ilmenit  parallel  (100)  einge- 
schaltet. Die  gedachten  Einschaltungen  im  Verein  mit  der  Spaltbarkeit 
bedingen  die  überaus  feinfaserige  Struktur  unseres  Diallags.  Schließlich 
sind  noch  jene  häufigen  schwarzen,  bald  längeren,  bald  kürzeren 
und  dünnen  Striche  hervorzuheben,  die  zum  Teil  parallel  (100) 
eingelagert  erscheinen  und  den  metallartigen  Schiller  auf  den  Ab- 
lösungsflächen bedingen? 

Im  Dünnschliffbilde  drängt  sich  uns  ferner  eine  große  Menge 
von  Ilmenit  auf,  welche  in  den  Pyroxenen  zur  Ausscheidung 
kam  und  den  prismatischen  Spaltrissen  derselben  folgend,  sich  zu 
einem  rechtwinkeligen  Maschennetz  ausgestaltet  hat;  außerdem  hat 
sich  der  Ilmenit  mit  dem  Magnetit  zu  mehr  oder  weniger  ausgebrei- 
teten Körnerhaufen  vereinigt.  —  Olivin  und  Feldspäte  fehlen  nach 
Maßgabe  der  untersuchten  Dünnschliffe  dem  Gesteinsgemenge  gänz- 
lich. — 

Umwandlungs-Erscheinungen. 

Merkwürdig  sind  die  ausgebreiteten  Umwandlungen  des  ursprüng- 
lichen Mineralbestandes,  welche  speziell  den  Ilmenit  betraf, 
dagegen  die  Serpentinisierung  ausschloß.  Um  den  Ilmenit 
herum  oder  in  dessen  Begleitung  finden  wir  ausgebreitete  Fetzen  und 
Lappen  oder  kleinere  und  größere  Körner  von  Titan it,  der  das 
Dünnschliffbild  geradezu  beherrscht,  oft  sind  große  Kristalle  als 
rhombische  Schnitte  derselben  inmitten  des  Diallags  eingeschlossen. 
Der  Titanit  ist  leicht  zu  diagnostizieren,  und  zwar  sowohl  durch  die 
hohe  Lichtbrechung,  welche  hohes  Relief,  runzelige  Oberfläche  sowie 
dunkle  Reflexionsränder  bedingt,  als  auch  die  hohe  Doppelbrechung 
welche  unter  X  Nicols  die  mattschimmernden  Interferenzfarben  von 
matt  purpur  und  grüngelb  hoher  Ordnung  liefern.  Infolge  der  unge- 
wöhnlich starken  Dispersion  löschen  viele  Schnitte  entweder  gar  nicht 
oder  nur  unvollständig  aus;  nur  bei  Verwendung  des  Gipsblatt-Kom- 
pensators  erzielt  man  die  für  Titanit  charakteristische  Auslöschungs- 
schiefe. Uebrigens  ist  der  Titanit  im  Auffallicht  durchwegs  weißgrau, 
im  Durchfallicht  völlig  farblos. 

Zwischen  dem  Titanit  hindurch  ziehen  sich  zahlreiche  große 
Körner  von  Kalzit,  die  zumeist  polysynthetisch  nach  —  |  R  (0112) 
verzwillingt  sind,  häufig  sieht  man  Titanitkörner  inmitten  des 
Kalzits    von   diesem    rings   umschlossen;    es   ist    dies   ein   bei   der 


194  Franz  Kretschmer.  [1941 

quergelagerte  Amphibolaggregate  ebenfalls  mit  dem  Diallag 
innig  verwachsen,  über  deren  sekundäre  Entstehung  aus  Diallag  kein 
Zweifel  obwaltet. 

Des  weiteren  findet  man  in  unserem  Gestein  grobkristalline 
Gemenge  von  großblätterigem  Diallag  und  Epidot  mit  etwas  Feld- 
spat, mehr  Quarz  und  reichlichem  Kalzit  innig  verwachsen.  Daselbst 
öffnen  sich  auch  Drusen  räume  im  Gestein,  worin  Amphibol, 
beziehungsweise  Aktinolith  in  langprismatischen,  breitstengeligen 
und  nadeiförmigen  Individuen,  den  Kalzit,  Quarz  und  Feldspat  kreuz 
und  quer  durchspießen  sowie  vom  körnigen  und  säuligen  Epidot 
durchwachsen  sind.  Zweifellos  sind  es  auch  in  diesem  Falle  Re- 
generationen des  Ursprungsgesteins.  Auch  sonst  ist  der  Kalzit  in 
feiner  Verteilung  im  Gestein  vorhanden,  demzufolge  dasselbe  mit 
Säuren  sehr  lebhaftes  und  andauerndes  Aufbrausen  zeigt  und  ersehen 
daraus,  in  welch  hohem  Maße  das  Gestein  durch  die  gedachten  Um- 
wandlungsvorgänge in  Mitleidenschaft  gezogen  wurde.  Mit  dieser 
letzteren  geht  die  Entwicklung  schiefriger  Struktur  in  dem 
Gestein  Hand  in  Hand,  so  daß  dasselbe  äußerlich  dem  Glimmerschiefer 
ähnlich  wird. 

An  den  obgenannten  Gesteinskomponenten  konnte  ich  folgende 
Einzelheiten  beobachten:  Vorherrschend  sind  klein  schuppige 
Aggregate  des  blätterigen  Diallags,  durch  ihren  starken  metall- 
artigen Perlmutterglanz  auf  (100)  auffällig;  bei  fortschreitender 
Verdichtung  der  Blättchen  verschwindet  dieser  Glanz  und  wir  sehen 
in  dem  Gestein  matteisenschwarze  und  metallischglänzende 
Gesteinspartien  abwechseln.  Daneben  und  in  anderen  Stufen  ist  der 
Diallag  großblätterig,  zeigt  jedoch  nur  lebhaften  Perlmutterglanz 
oder  bloß  Fettglanz  auf  (100);  derselbe  ist  schwarzgrün  bis  olivgrün, 
im  Durchfallicht  graugrün  und  gelblichgrün;  Kristalle  sind  selten;  da 
und  dort  begegnen  wir  großen  Diallagindividuen,  weniger  blätterig,  aber 
mit  deutlicher  Spaltbarkeit  nach  (HO).  —  Außer  dem  schwarzgrünen 
Diallag  findet  sich  in  vielen  Stufen  ein  meist  großblätteriger 
haar-  und  kastanienbrauner  Diallag,  im  Durchfallicht  gold- 
gelb und  gelbbraun,  jedoch  nur  fettglänzend,  seltener  Perlmutterglanz, 
mit  orthopinakoidaler  Teilbarkeit  und  zuweilen  metallischem  Schiller 
darauf.  —  Haar-  und  kastanienbraune  Kristalle  des  Diallags 
von  co  P  (110)  begrenzt  und  mit  vollkommener  Spaltbarkeit  nach 
(110)  ausgestattet,  die  sich  bis  zur  Feinfaserigkeit  steigert,  sind 
keineswegs  selten ;  die  mitunter  ziemlich  langen  Prismen  zeigen  als- 
dann scharfe  Querabsonderung  senkrecht  c.  —  Ferner  sind  mit  dem 
großblätterigen  Diallag  innig  verwachsen  einzelne  pechschwarze 
langprismatische  Augite  gefunden  worden,  welche  durch  ihre 
vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (110)  und  durch  Querabsonderung 
nach  (001)  auffallen.  —  Im  ganzen  genommen  ist  jedoch  der  braune 
Diallag  untergeordnet,  vorherrschend  in  den  meisten  Handstufen  der 
dunkelgrüne  Diallag.  — 

Die  Menge  des  Feldspats  ist  im  allgemeinen  spärlich,  jedoch 
in  den  einzelnen  Handsteinen  Schwankungen  unterworfen  und  da  und 
dort  nicht  unbeträchtlich ;  er  ist  meistens  kleinkörnig,  glasklar,  farblos 
bis  rauchgrau.  An  einzelnen  bis  10  mm  großen  Feldspaten  konnte  ich 


[1951     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.        1 95 

u.  d.  binok  M.  die  Natur  derselben  nach  der  polysynthetischen 
Zwillingsbildung  feststellen.  Es  ist  ein  langprismatischer,  nach  der 
Kante  P :  M  gestreckter  dünn-  und  dicktafeliger  Plagioklas  und 
durch  eine  überaus  zarte  Längsstreifung  parallel  dieser  Kante  ausge- 
zeichnet. Spaltbarkeit  nach  (001)  sehr  vollkommen,  nach  (010)  weniger 
vollkommen.  Indem  sich  diese  Tafeln  nach  M  in  Zwillingsstellung 
polysynthetisch  wiederholen,  tritt  solcher  lamellarer  Bau  des 
Plagioklases  mit  seinen  alternierenden  ein-  und  ausspringenden  Winkeln 
der  P-Flächen  u.  d.  binok.  M.  sehr  plastisch  hervor.  Nach  den  vor- 
wiegend sehr  breiten  Lamellen  zu  schließen,  gehört  unser  Plagioklas 
einem  sehr  basischen  Mischungsgliede  dieser  Reihe  an.  —  Der 
Plagioklas  enthalt  in  der  Regel  zahlreiche  Einschlüsse,  und  zwar 
teils  von  Diallagblättern,  teils  ist  er  von  vielen  und  langen  Aktinolith- 
nadeln  und  auch  von  Hornblendeprismen  durchspießt.  Derselbe  um- 
schließt hier  und  dort  einzelne  Epidotsäulen  und  ist  auch  mit  ver- 
einzelten Magnetitkörnern  eingesprengt. 

Der  Magnetit  ist  im  Diallag  reichlich  vorhanden,  dagegen 
fehlt  er  im  Pistazit,  bei  dessen  Bildung  er  verwendet  wurde ;  der- 
selbe ist  gewöhnlich  in  größeren  Oktaedern  oder  in  zahllosen  kleinen 
Körnern  vertreten ;  seine  Menge  ist  in  der  Regel  so  groß,  daß  er 
einen  mäßigen  Einfluß  auf  die  Magnetnadel  ausübt;  das  Gestein  be- 
sitzt demzufolge  in  seinen  eisenschwarzen,  stark  metallisch  glänzenden 
Partien  ein  auffallend  hohes  spezifisches  Gewicht.  Dieser  Gehalt  an 
Magnetit  gab  wohl  auch  den  Anlaß  zu  den  auf  unserem  Gestein  um- 
gehenden Eisenerzschürfungen. 

Neubildungen. 

Der  Epidot  (Pistazit)  bildet  zeisiggrüne  bis  gelbgrüne,  vor- 
herrschend feinkörnige  Aggregate  oder,  häufig  auch  nach  der  Ortho- 
diagonale  langgestreckte  Säulen,  parallel  und  zu  Gruppen  verwachsen ; 
diese  letzteren  dort  angesiedelt,  wo  sich  im  Gestein  freier  Raum,  wie 
beispielsweise  in  den  vielen  Drusen,  dargeboten  hat.  Daselbst 
wurden  auch  kurzsäulige  modellscharfe  Epidot  kr  istalle  beobachtet, 
welche  nicht  nur  in  der  Hauptzone,  sondern  auch  terminal  gut  aus- 
gebildet waren  und  deren  Kombination  u.  d.  binok.  Mikr.  festgestellt 
werden  konnte,  und  zwar: 


oP. 

CO  P  CO 

•  Poo 

,£P<x 

.P, 

Pos 

M 

T 

r 

i 

n 

0 

Auch  Zwillinge  nach  x>Poo  (100)  dieser  letzteren  Kombination, 
mit  deutlicher  Rinne  zwischen  den  beiden  Individuen.  Ferner  Kristalle 
wie  umstehende  Abbild.  32,  welche  eine  Projektion  auf  das  Klino- 
pinakoid  darstellen  und  andere  komplizierte  Formen.  Die  in  Epidot 
(Pistazit)  umgewandelten  Gesteinslagen  und  unregelmäßigen  Partien 
sind  infolge  der  Substanzverluste  von  zahlreichen  Drusen  räumen 
durchzogen,  worin  zahllose  Epidotsäulen  den  nötigen  Raum  zur  freien 
Ausbildung  fanden. 

Wie  bereits  oben  erwähnt,  findet  zwischen  dem  Diallag  und 
dem    körnigen   Pistazit    ein    allmählicher  Uebergang    statt,    sehr    oft 

26* 


196 


Franz  Kretschmer. 


[196] 


stößt  man  deshalb  auf  förmliche  Gemenge  von  Diallag  und  Pistazit, 
oder  in  den  grobkörnigen  und  drusigen  Gesteinspartien  kann  man  im 
säuligen  Epidot  noch  zahlreiche  Blätter  von  Diallag  finden.  Diese 
Verhältnisse  sowie  der  Umstand,  daß  die  ausgeprägte  Blätterigkeit 
des  pyroxenitischen  Bestandteils  zuweilen  noch  dem  Pistazit  erhalten 
blieb,  spricht  entschieden  dafür,  daß  der  letztere  aus  dem  ertseren 
unter  Mitwirkung  des  Feldspats  hervorgegangen  ist.  Bei  diesem 
Prozeß  der  Epidotisierung  gelangte  neben  Quarz  auch  Kalzit  sowie 
gelbockriger  Limonit  zur  Abscheidung,  welche  wohl  zumeist  im  Ge- 
stein anwesend  erscheinen. 

Fig.  82. 

Makroskopische  Epidotsäulen. 

Projektion  auf  (010). 


Spatige  Kalzitaggregate  begleiten  stets  den  Pistazit,  auch 
sonst  finden  sich  Ueberrindungen  des  Kalzits  im  Gestein  verbreitet. 
Einzeln  eingesprengte  Kalzite  zeigen  das  Grundrhomboeder  i?  mit 
ausgezeichneter  polysynthetischer  Zwillingsbildung  nach  —  ±-  R  (0112). 

Gleichwie  die  Epidotbildung,  ist  auch  die  Umwandlung  des 
Diallags  unter  Mitverwendung  des  Feldspats  zu  einem  feinschuppigen 
Serizit  von  besonderem  Interesse;  dessen  seidenglänzende  Aggregate 
sich  in  manchen  lagenförmigen  Gesteinspartien  überall  sowie  speziell 
auf  Strukturflächen  verbreiten  und  den  Perlmutterglanz  des  Diallags 
weiter  steigern,  so  daß  das  Gestein  bisweilen  dadurch  einen  glimmer- 
schieferähnlichen Habitus  empfängt.  Die  Epidot-  und  Serizit- 
bildung  läuft  schließlich  auf  eine  Saussuritisierung  des  Gesteins  hinaus. 


Dünnschliffanalyse   des  Titanöliths   von  der  Viehbich- 
koppe  bei  Wal  deck. 
U.  d.  P.  M.  wird  die  Kenntnis   dieser  weitgehend  modifizierten 
Gesteine    wesentlich    erweitert,    denn    wir   finden    darin   als  neuen 


[1971     Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.      197 

Hauptgera  engteil  eine  Unmasse  von  Titanmineralien 
und  wird  der  dadurch  bedingte  hohe  Gehalt  an  Ti02  durch  die  unten 
folgende  chemische  Analyse  bestätigt  Das  Gestein  hat  wohl  ursprüng- 
lich wesentlich  aus  Dia  1  lag  und  Titanmagnetit  nebst  spärlichem 
Feldspat  bestanden,  hat  aber  durch  mannigfaltige  Umwandlungsprozesse 
tiefeingreifende  Veränderungen  seines  Mineralbestandes  erfahren, 
und  zwar  geht  der  Diallag  der  Umwandlung  in  ausgebreitete  mittel- 
körnige Aggregate  von  gelbgrünem  Epidot  entgegen,  unter  Ab- 
scheidung von  zahlreichen  größeren  Körnern  des  Kalzits.  Aus  der 
Umsetzung  des  Titanmagnetits  nebst  Diallag  sind  vor  allen  anderen 
ausgebreitete  Gewebe  von  Titanit  nebst  Rutil  hervorgegangen, 
worin  noch  viele  Kristalle  von  Titan magnetit  enthalten  sind; 
ferner  liegen  darin  parallel  gestreckte  Blättchen  von  farblosem  Mus- 
kovit,  grünem  parallelblätterigem  Chlorit  und  nahezu  submikro- 
skopische Aggregate  von  S  e  r  i  z  i  t  und  andere  nicht  näher  bestimmbare 
Substanzen,  welche  Gemengteile  untereinander  parallele  Anordnung 
zeigen,  was  zur  Ausbildung  von  Schieferstruktur  führt. 

Der  Diallag  ist  nur  in  wenigen  Schnitten  erhalten ;  derselbe  ist  im 
Schliff  gelbbraun  bis  haarbraun,  derPleochroismus  ist  a  =  c  dunkelbraun, 
6  gelblichbraun,  die  kräftigen  Eigenfarben  verdecken  die  Interferenz- 
farben. Es  sind  große  unregelmäßig  gestaltete  Individuen  mit  ausge- 
zeichneter prismatischer  Spaltbarkeit  nach  (110),  die  sich  bis  zur 
Feinfaserigkeit  steigert,  wie  man  sich  an  den  wenigen  unvollständig 
erhaltenen  Basisschnitten  leicht  überzeugen  kann.  In  einzelnen  gelb- 
braunen Individuen  bemerkt  man  in  Längsschnitten  breitgestellte  grobe 
Spaltrisse  nach  (110)  und  diesen  letzteren  parallel  eingeschaltete 
Lamellen  von  farblosem,  schwächer  doppeltbrechendem  Augit,  mit 
einer  nur  wenig  größeren  Auslöschungsschiefe  und  gleichsinniger 
Achsenlage.  Der  optische  Charakter  der  Hauptzone  ist  positiv.  Außer- 
dem sehen  wir  viele  Fetzen  und  andere  Ueberreste  großer 
Diallagindividuen  unter  den  übrigen  Komponenten  verteilt.  Der  Diallag 
ist  vom  Granat  der  Form  cc  0(110)  mit  zentralgehäuften  Einschlüssen 
und  vielen  Kristallen  0(111)  und  oc  0  oo  (100)  des  Titanmagnetits 
eingesprengt. 

Umwandlungen.  An  dem  Diallag  können  wir  in  ausgebreiteten 
Schliffpartien  die  Umsetzung  des  Diallags  in  ein  Gewebe  von  Titanit 
nebst  Rutil  sowie  etwas  faserigen  Chlorit,  worin  man  eine  auffallend 
große  Menge  des  Titan  in  agnetits  nebst  einzelnen  größeren  Körnern 
des  Kalzits  ausgeschieden  findet.  In  anderen  Schliffpartien  können  wir 
die  Umsetzung  des  braunen  Diallags  in  ausgebreitete  mittelkörnige 
Aggregate  von  Epidot  nebst  großen  Körnern  des  Kalzits  verfolgen ; 
außerdem  gesellen  sich  auch  diesfalls  Titanitaggregate  und  Kristalle 
von  Titanmagnetit,  allerdings  nur  sparsam,  hinzu. 

Der  Epidot  ist  in  morphologischer  Hinsicht  ziemlich  formen- 
reich, und  zwar  werden  hauptsächlich  im  Schliff  beobachtet:  Einfache 
hexagonale  und  rhombische  Durchschnitte  begrenzt  von 

oP (001)  .  Poo  (101)  .  oo  Poo  (100); 
M  r  T 


198 


Franz  Kretscbmer. 


[198] 


durch  Ausfall  von  T  ergibt  sich  die  den  kleinsten  Körnern  eigen- 
tümliche und  am  häufigsten  vertretene  rhombische  Form.  Die  größeren 
Individuen  sind  begrenzt  durch:* 

oo  P  co  (100) .  oP  (001) .  P  oo  (101) .  i  P  oo  (021) 
T  M  r  i 

und  an  den   beiden  Enden  P(lll) .  P oo  (011) ;  letztere  Komb.-Form 

n 

geht  häufig  Zwillinge  ein  mit  ooPoo  (100)  als  Zwillingsfläche,  mit 
tiefer  Rinne  zwischen  den  beiden  Individuen,  jedoch  nicht  mehrfach 
wiederholt.  (Siehe  beistehende  Abbild.  33.) 

Fig.  33. 
Mikroskopische  Epidotschnitte  nach  (010). 


Habitus  der  Kristalle  kurzprismatisch  nach  der  Symmetrieachse 
gestreckt,  M  und  T  annähernd  im  Gleichgewicht ;  der  Spaltung  nach 
(001)  entsprechen  nur  spärliche  Risse,  dagegen  diejenigen  nach  (100) 
scharf  und  anhaltend  sind.  Die  Farbe  im  Schliff  ist  hellgelblichgrün 
und  zitronengelb,  kein  Pleochroismus ;  Lichtbrechung  stark,  daher 
scharfgeschnittenes  Relief;  Doppelbrechung  hoch  bei  negativem  Cha- 
rakter, und  zwar  ist  nach  dem  Schema  von  Michel-Levy  und 
Lacroix  7  —  a  =  0*037  in  Schnitten  nach  (010)  mit  der  höchsten 
Interferenzfarbe,  dem  Dunkelviolettrot  am  Ende  der  II.  Ordnung, 
dagegen  auf  den  anderen  Schnitten  niedrigere  Interferenzfarben.  Die 
Auslöschungsschiefe  auf  (010)  wurde  gegen  die  Spaltrisse  nach  (100) 
mit  26°  30'  gemessen. 

In  den  Epidotaggregaten  finden  sich  (wie  bereits  oben  erwähnt) 
Relikte  des  Diallags  zerstreut,  Titanmagnetit  ist  nicht  reichlich 
ausgeschieden,  stellenweise  wurde  der  Eisengehalt  ganz  zur  Epidot- 
bildung    verwendet,    daher    dort   Magnetit   fehlt.    In    der   Nähe    des 


[1991    ^er  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       199 

Diallags  findet  man  im  Epidotaggregat  unregelmäßige  Ueberreste  von 
Feldspatkörne rn  erhalten,  soweit  diese  nicht  bei  der  Epidot- 
bildung  konsumiert  wurden. 

Der  Titanit  bildet  ausgebreitete,  fast  submikroskopische  Aggre- 
gate, die  infolge  ihrer  Kleinheit  und  starken  Dispersion  ohne  Ein- 
wirkung auf  das  polarisierte  Licht  erscheinen ;  sie  sind  völlig  farblos 
oder  durch  Interpositionen  rauchgrau  bis  eisenschwarz,  das  erhabene 
Relief  und  rauhe  Oberfläche  läßt  auf  hohe  Licht-  und  Doppelbrechung 
schließen.  Unter  Anwendung  starker  Systeme  erfolgt  Aufhellung  und 
wir  erkennen  ein  überaus  feinkristalliges  Gewebe  von  Leistchen  und 
größeren  Täfelchen,  welche  letztere  gedrängte  Längsstreifung  zeigen ; 
erst  unter  Zuhilfenahme  des  Gipsblattkompensators  erhalten  wir  die 
matten  weißlichen  irisierenden  Interferenzfarben  hoher  Ordnungen, 
woraus  sich  y— <x  =  0-120  ergibt.  An  die  Leistchen  und  Täfelchen 
des  Titanits  setzen  sich  gelbbraune  Rutilaggregate  in  Form  von 
Haaren,  Nadeln  und  Faserbüscheln  an.  Außerdem  wird  das  Titanitag- 
gregat^von  Ueberresten  des  braunen  Diallags  durchzogen,  worin  wir  wohl 
einen  unverkennbaren  Hinweis  auf  die  stattgefundenen  Umwandlungs- 
vorgänge zu  erblicken  haben.  Daß  ein  Teil  des  Titanits,  und  zwar 
die  grobkörnigen  Aggregate,  mit  ihren  isometrischen,  dem  tesseralen 
System  ähnlichen  Formen  zum  Perowskit  gehören,  ist  wahrschein- 
lich, wofür  auch  das  isotrope  Verhalten  seiner  Schnitte  und  der  noch 
höhere  Brechungsexponent  sprechen  würde.  Ob  ein  Teil  des  Titanits 
zu  den  primären  Gemengteilen  gehört,  bleibt  dahingestellt,  der  andere 
hat  sich  aus  der  Umsetzung  des  Diallags  gebildet,  während  ein 
dritter  Teil  von  dem  Titanmagnetit  abstammt. 

Auf  Grund  der  vorstehenden  makro-  und  mikroskopischen  Unter- 
suchung können  wir  den  Mineralbestand  des  Ursprungsgesteins  fest- 
stellen; dasselbe  war  einfach  aus  braunem  und  grünem  Diallag 
mit  eingesprengtem  Titanmagnetit  als  Hauptgemengteilen  und  spär- 
lichem Feldspat  als  Nebengemengteil  zusammengesetzt;  alle  übrigen 
mannigfaltigen  Gemengteile  erscheinen  bloß  als  Umwandlungsprodukte 
der  vorigen.  Die  Ausscheidungsfolge  ist:  Magnetit,  Diallag  und 
zuletzt  Feldspat.  Die  Struktur  war  eine  hypidiomorph-kör- 
nige,  gleichwie  in  anderen  Pyroxeniten.  Das  Ursprungsgestein  ist 
demzufolge  ein  Titan magnetit-Diallagit,  den  wir  gleich  dem 
Pyroxenit  vom  Volkmerberge  wegen  seines  großen  Gehaltes  an  Titan- 
mineralien  unter  dem  Namen  Titanolith  zusammenfassen.  Von  der 
auf  unserem  Gangzuge  der  Peridotite  und  Pyroxenite  eine  solche 
bedeutende  Rolle  spielenden  Serpentinisierung  finden  wir  im  vor- 
liegenden Alkalipyroxenit  kaum  eine  Spur,  sie  wird  diesfalls  durch 
die  Epidotisierung  und  Titanitisierung  ersetzt. 

Chemische   Analyse  des  Titanoliths  von   der   Viehbich- 
koppe  bei  Waldeck. 

Das  Material  zu  dieser  chemischen  Analyse  stammt  von  der 
Stollenhalde  der  Eisenerzschürfung  auf  der  Viehbich- 
koppe,  von  wo  auch  die  Stufen  für  die  Dünnschliffe  aufgesammelt 
wurden. 


200 


Franz  Kretschrner. 


[200] 


Analyse   V. 

Gewichtsprozente 


Kieselsäure  Si0.2 30-43  38-04 

Titansäure  TiOo 320  400 

Tonerde  A1203 17-02  21-28 

Chromoxyd  O203    0-08  0-10 

Eisenoxyd  Fc203 .  8-26  10*32 

Eisenoxydul  FeO  6-86  8-57 

Manganoxydul   MnO  0-22  0-27 

Magnesia  MgO 2-18  2-72 

Kalkerde  CaO 2 155  13-27 

Kali  und  Natron  K20-\-  Na20  . .  .  092  1-15 

Kohlensäure  C02 8-59 

Phosphorsäure  P2Ö5 0224  028 

Krist.  und  Konst.  Wasser  H20. .  .  0-54  — 

100-07  100-00 


Molekularprozente 

45-67 

362 
1510 

005 

4-68 
864 
028 
4-88 
15-86 
1-07 

0-15 


100-00 


Gruppenwerte: 
5  =  49-29,^  =  1-07,  C--=U0'd,F  =  15-63,  T=0,  Ä  =  4-73,  K=  0-98. 

Gesteinsformel : 

Die  Menge  des  ausgeschiedenen  Ca  C03,  der  als  Kalzit  sowohl 
makroskopisch  als  auch  im  Dünnschliff  festgestellt  wurde,  beträgt 
laut  der  chemischen  Analyse  V«=  19-52 °/0,  ist  also  über  Erwartung 
hoch ;  die  nach  Abzug  des  Kalkkarbonats  restliche  Zusammensetzung 
ist  in  der  Zahlenreihe  unter  h  ausgewiesen.  Diese  zeigt  nahe  ver- 
wandtschaftliche Beziehungen  zu  dem  Forellenstein  von  Schlumpskoppe 
bei  Neurode  (Schlesien)1)  für  welche  die  Gesteinsformel  wie  folgt 
lautet : 


51-88     (l0-5     v9l-b 


.1  10  0 


Eine  noch  nähere  Verwandtschaft  finden  wir  übrigens  mit  den 
Pyroxeniftn  der  Alkaligesteinsreihe,  speziell  mit  dem  von 
Sölvsberg,  Hadeland  (Norwegen)2),  mit  welchem  unser  Gestein  den 
hohen  Tonerdegehalt,  das  Zurücktreten  der  Magnesia 
gegen  Kalk  und  den  niedrigen  Gehalt  an  Alkalien  gemeinsam  hat. 

Unterziehen  wir  die  chemische  Analyse  des  in  Rede  stehenden 
Gesteins  einer  eingehenden  Betrachtung,  so  scheint  speziell  der  4°/0 
betragende  Gehalt  an  Ti02  im  hohen  Grade  charakteristisch  für 
essexitische  Gesteine,  welche  in  den  Pyroxeniten  der  Kalkalkali- 
gesteine kaum  jemals  eine  solche  Höhe  erreicht;  derselbe  ist  zum 
größten  Teil  an  die  mikroskopischen  Titanit-  und  Rutilaggregate 
gebunden   und   ist   auch   im  Titanmagnetit   gleichwie    im  Diallag  ent- 


')  H.  Rosenbusch,  Gesteinslehre.  1910,  pag.  240. 
-')  II.  Rosenbusch,  Gesteinslehre.  1910,  pag.  222. 


[2011     Her  nietaniorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       201 

halten.  Die  große  Menge  der  sekundär  angereicherten  Tonerde  = 
21'28°/0  steckt  nicht  nur  im  Diallag  und  dem  ihm  eingeschalteten 
Augit,  dem  sparsamen  Feldspat,  sondern  hauptsächlich  in  den  Neu- 
bildungen Pistazit  nebst  Serizit.  Aus  dem  hohen  Gehalt  an  Fc203  -\- 
-J-  Fe  0  =  18-87%  erkennen  wir,  daß  vorliegendes  Gestein  eines  der 
eisenreichsten  auf  unserem  Zuge  der  Peridotite  und  Pyroxenite 
ist,  welcher  Eisengehalt  wesentlich  als  Titanmagnetit  ausgeschieden 
wurde.  In  der  Vormacht  des  Kalkes  über  die  stark  gesunkene  Ma- 
gnesia, der  Abnahme  der  Alkalien,  müssen  wir  eine  weitere  Annäherung 
an  pyroxenitische  Grenzformen  des  Kssexits  erblicken.  Der  geolo- 
gische Verband  unseres  Titanoliths  mit  dem  unten 
folgenden  A  lkalipy  roxeni  t  dem  A  i  girino  li  th,  läßt  wei- 
ters keinen  Zweifel  übrig  über  die  Zugehörigkeit  des 
e r s t e r e  n  genau  wie  des  letzteren  zu  den  A  1  k a  1  i g e- 
steinen,  beziehungsweise  zu  den  feldspatarmen,  pyro- 
xen reichen  Formen  des  Essexits. 

Posteruptiv  ist  der  Titanolith  einer  tiefeingreifenden  Metamor- 
phose unterlegen,  welche  eine  reiche  Pistazit-  sowie  untergeordnete 
Serizitbildung  im  Gefolge  hatte  und  mit  Saussuritisierung  gleichbedeu- 
tend ist;  gleichzeitig  ging  damit  eine  ausgebreitete  Titanitbildung  sowie 
anderer  Titanmineralien  einher.  Das  vermeintliche  Eisenerz 
ist  kein  solches,  sondern  war  ursprünglich  ein  Titanmagnetit- 
D i a  1 1  a g i t,  welcher  durch  postvulkanische  Prozesse  saussuritisiert 
und  titan  itisiert  wurde.  — 

Aigirinolith  (Aigirinaugit-Titanit  Magnetitfels)   auf  der  Viehbichkoppe 

bei  Waldeck. 

Die  oben  geschilderten  Eisenerzschürfungen  (Stollen) 
sind  sowohl  auf  dem  eisenreichen  Titanolith  sowie  auf  diesem  eisen- 
schwarzen Gestein  mithohem  Magnetitgeh  alt  umgegangen ; 
die  Handstufen  zu  den  folgenden  Untersuchungen  wurden  derselben 
Stollenhalde  entnommen,  von  wo  der  Titanolith  herrührt.  Makro- 
skopisch und  unter  Mithilfe  des  binok.  Mikr.  sind  als  wesentliche 
Komponenten  ein  schwarzer  Pyroxen  und  viel  Magnetit  er- 
kannt worden,  der  Feldspat  scheint  ganz  zu  fehlen  oder  ist  nur 
spärlich  vertreten.  Unter  diesen  Komponenten  gleichsam  als  Grund- 
masse bemerkt  man  erbsen-  bis  haseluußgroße  rundkörnige  Ein- 
sprengunge, welche  sich  wesentlich  als  Konkretionen  von  Titanit 
(Var.  Grothit)  darstellen.  Infolge  seines  Reichtums  an  Magnetit  ist 
das  Gestein  im  hohen  Grade  polarmagnetisch,  wie  ich  mich  mit 
Hilfe  der  Magnetnadel  überzeugt  habe,  kein  anderes  der  bisher 
untersuchten  Gesteine  erzielte  einen  solch  großen  Ausschlag  der 
Magnetnadel,  welche   alsbald   in    eine    rotierende  Bewegung   kam. 

Es  konute  ferner  festgestellt  werden,  daß  der  als  Hauptgemeng- 
teil herrschende  Pyroxen  pechschwarz  bis  schwarzbraun 
gefärbt  ist,  spaltbar,  sehr  vollkommen  nach  (110),  lamellar  abgesondert 
nach  (100),  jedoch  in  absätzigen  Rissen,  metallartig  schillernder 
Glanz  auf  letzterer  Fläche,  sonst  ausgezeichneter  Glasglanz.  Häufig 
dicke  und  kurze  Prismen  begrenzt   von  »  Pco  (100)  ,cc  Pco  (010) 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretschnier.)     26 


202  Franz  Kretschnier.  [202] 

im  Gleichgewicht,  aber  auch  lange,  flachgedrückte  Prismen  der  cha- 
rakteristischen Kombinationsform:  herrschendes  oo  P  oc  (100)  mit 
kleinen  oo  P  oo  (010)  und  noch  kleineren  oder  fehlenden  oo  P(110) 
(siehe  Fig.  34).  Spaltblättchen  davon  sind  stark  pleochroitisch  c  =  a 
rubinrot  oder  braunrot,  b  =  b  rötlichbraun  oder  gelblichbraun,  a  =  c 
bräunlichgelb.  Nach  diesen  charakteristischen  Merkmalen  handelt  es 
sich  wohl  um  Aigirinaugit,  was  auch  im  Dünnschliff  bestätigt 
wird.  Der  schwarze  Pyroxen  ist,  wie  gesagt,  vorherrschend  und  bildet 
hypidiomorphkörnige  Gemenge  kreuz  und  quer  gelagerter  kleinster  fein- 
faseriger Prismen,  die  filzig  verwachsen  erscheinen.  —  Da  und  dort 
gesellt  sich  in  untergeordneter  Menge  noch  ein  zweiter  monokliner 
Pyroxen  hinzu,  welcher  durch  seine  gelbgrünen  bis  olivengrünen 
Farbentöne  und  seine  großblätterige  Textur  nach  (100)  wahrscheinlich 
dem  Diallag  nahe  steht?  —  In  anderen  Stufen  ist  noch  ein  dritter, 
und  zwar  rhombischer  Pyroxen  ebenfalls  als  Nebengemengteil  beobachtet 
worden,  derselbe  zeigt  ausgezeichnete  Spaltbarkeit  parallel  (HO), 
unvollkommene  Spaltung  nach  (010)  sowie  auch  vollkommene  Teil- 
barkeit   nach    (100),    was    dessen    breitstengeliges    bis    feinfaseriges 

Fig.  34. 

Makroskopische  Aigirinaugitschnitte  nach  (001). 


(010) 


(100)  (100) 

Gefüge  bedingt,  seine  Farbe  ist  im  Rückstrahllicht  weingelb,  im 
Durchstrahllicht  blaßgelblich  bis  farblos  ohne  Pleochroismus,  daher 
dieser  Pyroxen  wahrscheinlich  zum  Enstatit  gehört?  Diallag  und 
Enstatit  wurden  in  den  Dünnschliffen  nicht  bestätigt,  doch  ist  die 
Zahl  der  Stufen,  welche  u.  d.  binok.  M.  an  Streupräparaten  unter- 
sucht wurden,  weit  größer.  —  Der  zweite  Hauptgemengteil,  das  ist 
eisenschwarzer,  stark  metallischglänzender  Magnetit,  kommt  in 
groben  Körnern  und  gleichgroßen  Kristallen  der  Formen  oo  0  (HO) 
und  oo  Ö  oo  (100)  ausgebildet  vor;  auch  Zwillingsbildung  nach  0  (111) 
öfters  zu  sehen,  sie  bedingt  schalige  Absonderung.  —  Außerdem 
wurde  die  Gegenwart  von  rhomboedrischem  Titaneisenerz 
(Umenit)  festgestellt,  das  sich  durch  seine  deutliche  schalige  Ab- 
sonderung nach  Tt  (1010)  zu  erkennen  gab;  dasselbe  erscheint 
stark  metallischglänzend,  undurchsichtig,  kastanienbraun,  es  ist  als 
derbe  Partien  nestförmig  im  Gestein  ausgeschieden.  In  seiner  Beglei- 
tung befinden  sich  allenthalben  verbreitet  Rutilaggregate,  gelb 
und  fuchsrot,  meist  Körnerhaufen,  selten  Säulchen.  — 

Der  Titanit  (Grothit)  als  dritter  Ilauptgemengteil  kommt  nicht 
nur  in  den  eingangs  erwähnten  bis  haselnußgroßen  Einspreng- 
ungen ovoider  Form  in  dem  Aigirinaugit-Magnetitgemenge  als 
Grundmasse  vor,  sondern  es  gelangten  auch  langgestreckte  Kristalloide 


[2031     Der  uietamorphe  Dioritgabbrogang  im  Scbnee-  und  ßielengebirge.      203 

und  rotbraune  Körner  des  Grothits  zur  Beobachtung,  häufig  mit  Rutil 
innig  verwachsen. 

Der  Feldspat  ist  nur  spärlich  und  in  kleinen  Körnern  im 
Gesteinsgewebe  anwesend,  er  scheint  glasklar  bis  weiß  und  dürfte  dem 
Plagioklas  angehören.  In  anderen  besonders  magnetitreichen  Stufen 
wurde  die  Menge  des  Plagioklases  erheblich  größer  gefunden,  dagegen 
der  Aigirinaugit  zurücktritt;  zu  dem  reichlich  vertretenen  Titanit  gesellt 
sich  mehr  Rutil;  die  Struktur  nimmt  sodann  immer  mehr  einen  aus- 
geprägt sideronitischen  Charakter  an,  welche  indem  bloß  aus 
Magnetit  und  Plagioklas  bestehenden  h  y  p  i  d  i  o  m  o  r  p  h- 
körn igen  Gemenge  den  entgegengesetzten  Pol  erreicht. 
Das  Gestein  erscheint  dann  feinkörnig  und  eisenschwarz,  einem 
Magneteisenerz  vollständig  gleich  oder  es  wird  grobkörnig,  schwarz- 
fleckig und  man  sieht  in  einer  Grundmasse  von  grobkörnigem  Plagioklas 
grobe  Kristalle  und  Körner  von  Magnetit  mehr  oder  weniger  dicht 
eingesprengt,  worin  außerdem  schwefelgelber  Titanit  (Var.  Sphen 
eingewachsen  ist. 

Dünnschliffanalyse  des  Aigirinolith  von  der  Y i e  h  b i c h- 
koppe    be  i  W  al  deck. 

U.  d.  P.  M.  im  Dünnschliff  erkennen  wir  mit  Sicherheit  diesen 
neuentdeckten  Alkalipyroxeuit  als  eine  seltene  und  merkwürdige 
Kombination  folgender  Hauptgemengteile,  und  zwar  steht  der  Aigirin- 
augit mit  seinen  idiomorphen  Kristallen  hinsichtlich  der  Menge  an 
erster  Stelle,  hierauf  folgen  große  kugelige  und  ovoide  Körner  von 
kupferrotem  Titanit  und  die  dritte  Stelle  nehmen  große  und  kleine 
Kristalle  von  Magnetit  ein;  als  Nebengeinengteil  tritt  gemeine 
grüne  Hornblende  mit  den  drei  genannten  Hauptgemengteilen 
innig  verwachsen  auf.  —  Die  Struktur  ist  allgemeiu  eine  richtungslos 
idiomorph-kömige,  zum  Teil  aber  bei  Anreicherung  des  Magnetits 
eine  sideronitische  und  wollen  wir  dieses' hochwichtige  Gestein 
nach  seinem  vorherrschenden  Bestandteil  kurz  Aigi  rinölith  benennen. 

Der  Aigirinaugit  ist  im  Schliff  grünbraun  im  Auffallicht,  hell- 
bräunlich im  Durchfallicht;  der  Pleochroismus  ist  a  hellbraun,  b  tief 
dunkelbraun,  c  braünlichgelb ;  seine  Kristalle  sind   kurz  säulenförmig, 

Fig.  35. 

Mikroskopische  Aigirinaugitschnitte  nach  (001). 

(HO) 

"  * (010) 


(100)  (100) 

mehr  oder  weniger  stark  durch  (100)  abgeplattet  und  kantengerundet, 
begrenzt  von  co  P  oo  (100)  vorherrschend,  oo  Poo  (010)  klein  oder  auch 
fehlend  und  schmalen  coP(llO);  ausgezeichnete  polysynthe- 
tische Zwillingsbildung  durch  viele  parallel  (100)  eingeschaltete 
Lamellen.    In   den   zahlreichen  Basisschnitten    konstatieren    wir   sehr 

26* 


204  Franz  Kretschmer.  [204] 

vollkommene  Spaltbarkeit  nach  (110),  welche  sich  bis  zur  Feinfaserig- 
keit steigern  kann  und  vollkommene  Teilbarkeit  nach  (100),  jedoch 
nicht  immer  vorhanden;  in  den  Längsschnitten  sehen  wir  viele  scharf 
markierte  Längsrisse,  zuweilen  Feinfaserigkeit  annehmend.  Starke 
Licht-  und  Doppelbrechung,  und  zwar  ist  die  letztere  nach  Maßgabe 
der  höchsten  violetten  Interferenzfarben  II.  Ordnung  7  —  a=0'035; 
aus  den  wechselnden  Interferenzfarben  von  Violett  und  Grün  IL  Ord- 
nung erkennt  man  das  schwankende  Verhältnis  der  Augit-  zu  den 
Aigirinmoleküien.  Achsenebene  ist  (010),  6  =  b,  c  :  a  =  <C28°  im  spitzen 
Winkel  ß,  die  Auslöschungsschiefe  wurde  an  zahlreichen  Schnitten 
nach  (010)  im  Mittelwert  a  :  c  —  <£  62°  im  stumpfen  Winkel  ß  gemessen. 
Die  in  einzelnen  Kristallen  beobachtete  Auslöschungsschiefe  schwankte 
von  55  bis  60  und  66°;  im  seltenen  Falle  sogar  bis  79°,  was  auf  die 
Zunahme  der  Aigirinmoleküle  schließen  läßt,  wodurch  das  Mineral 
dem  reinen  A  i  g i r i  n  sich  nähert. 

Der  Aigirinaugit  ist  häufig  mit  gemeiner  grüner  Hornblende 
innig  verwachsen  und  umwachsen ;  letztere  ist  sekundär  aus  dem 
Aigirinaugit  hervorgegangen,  was  sich  darin  zweifellos  ausspricht,  daß 
einzelne  der  nach  (100)  eingeschobenen  Zwillingslamellen  bereits  in 
Hornblende  umgewandelt,  während  alle  übrigen  noch  als  frischer 
Aigirinaugit  erhalten  sind.  Häufig  sind  Kristalle  an  dem  einen  Ende 
oder  die  erste  Hälfte  noch  Aigirinaugit,  während  das  andere  Ende 
oder  die  zweite  Hälfte  bereits  in  Hornblende  umgewandelt  erscheint. 
Schließlich  ist  noch  zu  erwähnen,  daß  der  Aigirinaugit  sehr  zahl- 
reiche Magnetitkristalle  eingesprengt  enthält. 

Zuweilen  erblickt  man  zerbrochene  Kristalle  von  Aigirinaugit, 
wobei  die  Bruchstücke  verschoben  wurden  und  die  Bruchkluft  durcli 
Bruchstücke  und  Zerreibsei  von  Aigirinaugit  und  Magnetit  aus- 
gefüllt wurde;  stellenweise  kommt  es  bis  zur  Ausbildung  von  Mörtel- 
s  truk  tur. 

Die  großen  T-i  tani  t-  K  uge  In  und  -Ovoide  erscheinen  im 
Dünnschliff  intensiv  kupferrot  oder  rötlichgelb,  durchsichtig  in 
solchen  Partien,  wo  Einschlüsse  fehlen.  Die  starke  Lichtbrechung  ist 
nicht  so  hoch  als  in  dem  farblosen  Titanit,  schätzungsweise  ungefähr 
von  1*90  bis  1-98,  demzufolge  auch  das  weniger  hohe  Relief  und 
verminderte  Rauheit  der  Oberfläche  und  weniger  starke  randliche 
Totalreflexion;  die  starke  Doppelbrechung  ist  nach  Maßgabe  der 
Interferenzfaben  y — a  =  0*090;  außerdem  starke  Dispersion  der 
optischen  Achsen  p  >  t>,  der  scheinbare  Achsenwinkel  für  Rot  ist 
zirka  54°,  der  für  Violett  zirka  33°,  infolgedessen  löschen  schief 
gegen  die  Achsenebene  gerichtete  Schnitte  im  weißen  Licht  in  keiner 
Stellung  mehr  aus.  Unser  Titanit  läßt  Kristalle  vermissen,  derselbe 
zeigt  jedoch  da  und  dort  zwei  Arten  grober  Spaltrisse,  welche  auf 
die  bekannte  Spaltbarkeit  des  Titanits  hinweisen.  Diesem  Verhalten 
zufolge  müssen  wir  diesen  Titanit  zur  Varietät  Grothit  stellen. 

Obwohl  der  Titanit  in  Eruptivgesteinen  sonst  als  erstes  Aus- 
scheidungsprodukt gilt,  ist  er  dessenungeachtet  zumeist  voll  von  Ein- 
schlüssen, und  zwar  sehr  viele  strichartige  Leistchen  und  Haare  von 
Rutil,  außerdem  ist  er  mit  Ilmenit  stark  eingesprengt  und  mit 
Punkteinschlüssen   des  letzteren    erfüllt.    Von    besonderem   Interesse 


[2051    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirge.       205 

ist  die  innige  Verwachsung  von  Titanit  mit  der  saftgrünen  tri- 
eb roi  tischen  Hornblende,  welche  jedoch  auch  in  diesem  Falle 
aus  dem  Aigirinaugit  entstanden  ist,  welchen  Umwandlungsprozeß  man 
insbesondere  an  der  Peripherie  der  großen  Grothitovoide  verfolgen 
kann,  wo  die  Aigirinaugite  gegen  erstere  vorstoßen  und  dort  der 
Amphibolitisierung  unterliegen.  Auch  inmitten  des  Grothits  trifft  man 
ganz  oder  teilweise  unversehrte  Aigirinaugite. 

Im  Titanit  ausgeschieden  wurden  ferner  ausgebreitete  Aggregate 
beobachtet,  bestehend  aus  winzigen  oktaedrischen  und  dodekaedrischen 
Kristallenen  sowie  unregelmäßigen  Körnchen,  welche  im  Dünnschliff 
farblos  sind,  Diamantglanz  sowie  starke  Lichtbrechung  n  —  2*38  be- 
sitzen; bei  gekreuzten  Nicols  sind  wohl  diese  Kriställchen  isotrop 
und  zeigen  auch  Zweiachsigkeit  und  Aggregatpolarisation  in  sehr 
niedrigen  Interferenzfarben;  mit  dem  Gipsblattkompensator  erkennt 
man  alsdann  die  überaus  schwache  Doppelbrechung  dieser  optisch 
anomalen  Individuen  etwas  deutlicher,  der  Charakter  des  Minerals 
ist  optisch  positiv.  Diesem  Verhalten  zufolge  gehört  das  Mineral  zum 
Perowskit,  von  dem  die  Tatsache  bekannt  ist,  daß  er  zuweilen 
aus  dem  Titanit  hervorgeht. 

Der  Magnetit  bildet,  wie  erwähnt,  den  dritten  Hauptgemeng- 
teil ;  er  umkränzt  die  Titanitkugeln  und  umschließt  große  Mengen 
von  Aigirinaugit,  alsdann  die  Struktur  sideronitisch  erscheint, 
dabei  der  Magnetit  eine  Art  Netz  bildet,  in  ^dessen  Maschen  die 
anderen  Gemengteile  liegen ;  anderseits  liegt  er  als  erstes  Aus- 
scheidungsprodukt inmitten  des  Aigirinaugits,  er  umwächst  ein-  oder 
allseitig  die  Aigirinaugite  und  die  aus  letzteren  hervorgegangenen 
Hornblenden.  Auch  ist  die  automorphe  Gestaltung  des  Magnetits 
hervorzuheben;  seine  Durchschnitte  verweisen  zumeist  auf  0(111), 
oo  0  oo  (100)  und  oo  0  (110)  und  der  aus  diesen  Einzelformen  zusam- 
mengesetzten Haufwerke  und  andere  unregelmäßige  Körnerhaufen,  so 
daß  wir  nach  allem  schließen,  seine  Bildungsperiode  muß  bis  zum 
Schlüsse  der  Gesteinsverfestigung  angedauert  haben.  Zufolge  obener- 
wähnter Erscheinung,  daß  unser  Aigirinaugit  in  großer  Menge  mit 
automorpher  Begrenzung  vom  Magnetit  rings  umschlossen  wird,  rührt 
daher,  weil  dieser  Magnetit  noch  zur  Zeit  der  Silikatausscheidung 
gediegenes  Eisen  im  geschmolzenen  Zustande  war. 

Die  gemeine  Hornblende  besitzt  im  Dünnschliff  eine  satte 
grasgrüne  Farbe  und  ist,  wie  bereits  oben  auseinandergesetzt,  sekundär 
aus  dem  Aigirinaugit  hervorgegangen;  der  starke  Pleochroismus  ist  a 
gelblichgrün,  b  grasgrün  und  c  blaugrün  bis  olivengrün,  welche  Eigen- 
farben so  stark  sind,  daß  sie  die  Interferenzfarben  vollständig  ver- 
decken. Wie  man  sich  an  den  Basisschnitten  leicht  überzeugen  kann, 
herrscht  vollkommene  Spaltbarkeit  nach  dem  Hornblendeprisma  von 
124°  30';  die  Lichtbrechung  ist  mittelstark,  die  Doppelbrechung  wegen 
starker  Eigenfarbe  nicht  feststellbar.  Die  Auslöschungsschiefe  gegen 
die  Säulentrasse  und  die  Spaltrisse  beträgt  im  Mittel  zahlreicher 
Messungen  auf  (010)  c  :c  =  <K  24°  im  spitzen  Winkel  ß,  welcher  ab- 
normal hohen  Wert  auf  die  Beimischung  von  Alkalimolekülen  des 
Aigirinaugits  schließen  läßt,  wodurch  ein  Uebergangsglied  nach  den 
Alkaliamphibolen  entsteht ;   dasselbe  ist  nach  den   oben  festgestellten 


206  Franz  Kretschrner.  [2061 

Merkmalen    dem  Hastingsit    einzuverleiben,    wie   solcher   gern    in 
Alkalisyeniten  vorzukommen  pflegt. 

Eine  chemische  Analyse  dieses  neuen  merkwürdigen  Alkali- 
pyroxenits  liegt  bislang  leider  nicht  vor.    — 

Hochwichtig  ist  die  gelungene  Feststellung  von  Mittelgliedern 
oder  Zwischenstufen  in  der  Gesteinsentwicklung,  be- 
ziehungsweise der  magmatischen  Differenziation,  und  zwar  vollziehen 
sich  die  Uebergänge  aus  dem  in  Rede  stehenden  Gestein  nach 
dem  Titanolith  in  der  Weise,  daß  sich  im  letzteren  Aigirin- 
augit  als  Gemengteil  einfindet,  der  an  Menge  stetig  zunimmt  und 
man  sieht  alsdann  seine  pechschwarzen  mattglänzenden  Prismen  kreuz 
und  quer  zusammengehäuft  im  Gestein  umherliegen  oder  zu  Strähnen 
geordnet  dahinfließen.  Die  Prismen  desselben  sind  meist  quadratisch, 
aber  auch  durch  Vorherrschen  von  (100)  flachgedrückt,  die  Spaltung 
nach  (HO)  mit  amphibolartiger  Vollkommenheit. 

An  den  gedachten  Aggregaten  des  Aigirinaugits  beobachtete  ich 
eine  im  Gestein  weit  verbreitete  Umwandlung  in  rabenschwarzen 
kleinschuppigen  Biotit,  ausgezeichnet  durch  vollkommene  Spaltbarkeit 
nach  (001)  und  metallartigem  Perlmutterglanz  auf  dieser  Fläche,  mit 
kleiner  Auslöschungsschiefe  gegen  die  Spaltrisse  wie  in  Alkaligesteinen 
und  großen  2  E  wie  am  tiefgefärbten  Biotit.  Eine  untergeordnete 
Modifikation  solchen  sekundären  Biotits  ist  rotbraun  und  durchsichtig. 
N.  V.  Ussing  beobachtete  ebenfalls  die  Umwandlung  des  Aigirin- 
augits in  Biotit  und  Zeolithe  in  norwegischen  Eläolithsyeniten. 

Auf  solche  Weise  entsteht  ein  Mischgestein,  das  in  der  Mitte 
zwischen  den  beiden  Typen  Titanolith  und  Aigirinolith  liegt.  Zahlreiche 
Handstufen  des  ersteren  zeigen  auf  der  oberen  Hälfte  Aigirin- 
augit  als  Hauptgemengteil  neben  viel  Biotit  sekundär  aus  letzterem 
entstanden,  während  der  Diallag  an  Menge  abnimmt;  dagegen  die 
untere  Hälfte  solcher  Handsteine  bereits  aus  echtem  magnetit- 
reichem Titanolith  besteht.  Oefters  sieht  man  Streifen  und 
Schmitze  von  Aigirinolith  dem  Titanolith  eingeschaltet  und  darin 
weiterhin  wieder  verschwinden. 

Die  Zugehörigkeit  des  Aigirinoliths  zu  den  Alkaligesteinen  er- 
scheint durch  die  dominierende  Beteiligung  von  Alkalipyroxenen  und 
Alkaliamphibolen  auch  ohne  Analyse  hinreichend  begründet.  Es  ist 
dies  eine  ultrabasische  eisen  reiche  Ausscheidung  eines 
ossexitischen  Magmas,  feldspatarm  oder  feldspatfrei,  reich  an 
Aigirinaugit,  Magnetit  und  Titanit  als  Hauptgemengteilen.  Die  gedachte 
alkalipyroxenitische  Gesteinsmasse  des  Aigirinoliths  dürfte  der  zentrale 
Kern  (oder  Schlieren)  in  dem  Hauptgestein,  und  zwar  dem  bereits 
oben  geschilderten  Titanolith  als  äußere  Schale  zu  betrachten 
sein.  — 

Am  Schlüsse  dieser  Ausführungen  angelangt,  muß  nochmals 
hervorgehoben  werden,  daß  im  Vorstehenden  die  lange  Reihe  der 
Pyroxenite  und  Peridotite,  welche  unseren  Dioritgabbrogang  gleich 
Satelliten  umschwärmen,  bei  weitem  noch  nicht  erschöpft  ist  und 
bleiben     weitere    Feldesaufnahmen     und    Untersuchungen     künftiger 


[207]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Scbnee-  und  Bielengebirge.       207 

Forscherarbeit  vorbehalten.  Die  Lage  dieser  ultrabasischen  Stock- 
gesteine  bezw.  ihrer  Serpentinfelse  beider  Flügel  unseres  Schiefer- 
mantels, ist  aus  der  angeschlossenen  geologischen  Karte  Tafel  I  er- 
sichtlich. 


Inhaltsverzeichnis. 


I.  Teil. 

Der  dioritisch-gabbroide  Ganglakkolith.  geite 

Allgemeine  geologische  Uebersicht  des  Gebietes .  1 

Wichtige  geologische  Literatur  und  Karten  darüber 2 

Chemische  Analyse  des  Homblendebiotit-Diorits  von  Hackelsdorf 5 

Die  Dioritbrüche  der  Kremsierer  Steinindustrie-Gesellschaft 6 

Querprofil  durch  den  Zdiarberg  bei  Nieder-Eisenberg  und  die 

Höhe  Straznica  bei  Hosterlitz 6 

Die  Hornfelse  des  Dioritkontakthofes  in  der  Umgebung  des  Zdiarberges  und 

seiner  Ausläufer  .    .        7 

Querprofil  durch  den  Zdiarberg  bei  Nieder-Eisenberg 8 

a)  Disthen  Feldspat-Hornfels 9 

b)  Andalusit  -  Plagioklas  -  Hornfels   nächst   dem   unteren    Serpentinbruch 

bei  Buschin 10 

c)  Andalusithornfelse  in  den  Steinbrüchen  nächst  dem  Daubrawitzer  Hof 

bei  Nieder-Eisenberg 12 

Querprofil  im  Tschödrichertal,  Wolfsberg  und  Karlowahora 14 

Quer  pro  fil    des    metamorphen    Dioritgabbroganges    im    oberen 

Marchtal  oberhalb  Hannsdorf 15 

Gabbro-Amphibolite   und  Gabbro-Glaukophanite  nächst  Blaschke  im  oberen 

Marchtal 17 

Gänge  von  Minettefels  und  seine   exogenen  Kontaktgebilde 21 

Dünnschliffbild  des  Hornblende-Minettefelses 22 

Exoruorphe  Kontaktmetamorphose  am  Minettefels 25 

Die  Aufschlüsse  des  Dioritgabbroganges   und   seiner  Schiefer- 
hülle längs  der  Graupatalbahn  und  Graupatalstraße  .    .    .26 

Parallelstreifiger  Quarzhornblendediorit,  granatführend 28 

Ueber  die  Hornfelse  am  Ostgehänge  des  Graupatales       30 

Querprofil   durch    den   Serpentinstock    und    seine   Nebengesteine   am  Kirch- 
berge westlich  Ebersdorf 31 

Die  Schieferhülle  am  Heinzbach  bei  Heinzendorf 32 

Schottersteinbruch  an  der  Graupatalstraße 33 

Längsprofil  durch  den  Schottersteinbruch  an  der  Graupatalstraße  unterhalb 

Mähr.- Altstadt 34 

Grünlicher  Andalusit-Plagioklashornfels 35 

Grauer    Plagioklas  -  Andalusithornfels,    disthenführend,    Öchottersteinbruch 
unterhalb  Mähr.-Altstadt 36 

Hornfelse  aufdem  komplementären  Hangendflügelder  Schiefe  r- 

um  wallung 40 

Andalusitführender   Zweiglimmerhornfels   von   der  Schöbelkoppe  bei  Kun- 
zendorf  41 


208  Franz   Kretschmer.  [208] 

Seite 
Zentraler  Dior itkern   längs  des  Kunzental es   bei  Kunzendorf   .42 

Glimmerhornblende  -Diorit,  porphyritisch 43 

Umwandlungs-Erscheinungen,  (Zeolithisierung) 45 

Gesteine  der  graphit  führ  enden  Gebirgs  falte  zwischen  Mähr.- 

Altstadt  und  Goldenstein 49 

Diopsidkalkstein  vom  Kiesbergbau  Peterswald      50 

Diopsidkalkstein  von  der  Schnaubeltkoppe  zu  Kleinwürben  .......    52 

Die  Hornfelse  an  der  südwestlichen  Sattelflanke,  beiderseits  des  Teltsch- 

baches  nächst  Kleinwürben 55 

Andalusitbiotithornfels 56 

Andalusitführender  Biotit-Feldspathornfels  z.  T.  chloritisiert 57 

Graniti*che    und    dioritisch-gabbroide    Magmen,   sowie   deren   saure   und 

basische   Ganggefolgschaft 59 

Die   tek tonischen    Verhältnisse    des    Gebietes,    bzw.   des   Gang- 

lakkolithen  und  seines  Schiefe rmantels 60 

Polemischer  und  ergänzender  Anhang 70 


II.  Teil. 

Ultrabasische  Stockgesteine  des  dioritisch-gabbroideii  Ganglakkolitheu. 

Uebersicht  der  mannigfaltigen  Peridotite  und  Pyroxenite  der  Kalkalkali-  und 

Alkalireihe 70 

A.  Liegendzug   der   Peridotite   und  Pyroxenite   sowie    ihre 
Serp  entin  f  eise. 
Serpentinstockwerk    bei    Buschin    am    Taubenberg,   der    Goljd- 

koppe  und  am  Zdiarberg  bei  Ober  und  Nieder-Eisenberg  ...  77 
a)  Die  gesellschaftlichen  Serpentinbrüche  am  Ostausgange  von  Buschin  .  78 
/;)  Olivinführ.  Marchitserpentinfels    aus  dem  fürstlichen  Steinbruch  auf  der 

Goldkoppe,  (Leukophitbildung) 79 

Dünnschliffanalyse  des  Marchitserpentinfelses    aus  dem   Steinbruch    am 

Ostgehänge  der  Goldkoppe,  (Mikrolithe) 81 

Umwandlungs-Erscheinungen 84 

c)  Der  Zdiarberg  westlich  Ober-Eisenberg 85 

Dünnschliffanalyse  des  Lherzolith-Serpentins   von  der  nördlichen  Zdiar- 

koppe 88 

Umwandlungen  und  Neubildungen 93 

Chemische  Analyse  des  Lherzolithserpentins  von  der  nördlichen  Zdiar- 

koppe 94 

d)  Dunit  am  Nordabhang  der  nördlichsten  Zdiarkoppe 95 

Dünnschliff-Untersuchung  des  vorstehenden  Dunits 96 

c)  Chlorit-  (Pennin--)  Fels  als  Umwandlungsprodukt  desPeridotits  am  Tauben- 
berg und  Zdiarberg 97 

/)  Pegmatitgänge  des  Serpentinstockwerkes   am  Zdiarberg  und  der  Gold- 
koppe     99 

II  ar  zbu  rgitserp  e  n  tinfels    auf  der  „Hom  u  lkahöhe"  südwestlich 

von  Hoste rlitz         !'9 

Dünnschliff-Untersuchung  des   Harzburgit-Serpentins 102 

Serpentinfels   am    Ostgehänge   des   Römerberges   oberhalb  der  Eisenbahn- 
station Hannsdorf 101 

Olivinführ.    Marchi  tserpe  n  ti  n  f  e  1  s    am    Ostgehänge    des    Kirch- 
berges bei  Ebersdorf 105 

Dünnschliff-Untersuchung   des   modifizierten    Marchitserpentins    am  Kirch- 

berg  westlich  Ebersdorf 107 

Uni wandlungs-Erscheinungen  und  Regenerationen 109 


f209]    Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im  Schnee-  und  Bielengebirgc      209 

Seite 
Weigelith,   ein   neuer   Amphibol-Peridotit   vom   Straßenkreuz 

am  Weigelsberge  nördlich  Ebersdorf 112 

Dünnschliffbild    des    Weigeliths    von  Ebersdorf.    Achromait    ein   neuer 

Amphibol 114 

W e i g e  1  i t  b(Amphibol-Enstatit  Peridotit)  am  Westabhang  desWeijgels- 

berges  bei  Weigelsdorf.  (Enstatitformen) , 116 

Dünnschliffanalyse  desselben 120 

Umwandlungserscheinungen  am  Weigelith.  (Strahlstein,  Chlorit,  Talk)  .    .  123 

Der    Marchitserpentin    vom    „Steinbüsche  1"    bei    Kratzdorf. 

(Enstatit  -  Diopsid  -  Serpentinfels).  (Enstatitformen) 126 

Dünaschliffe  des  Kratzdorfer  Marchitserpentins.  Mikrolith.  Interpositionen  12!^ 
Weigelith  als  Schlieren  am  Südwestende  des  Marchitserpentinstockes   bei 

Kratzdorf 132 

Lh  er  zolith  -Serpentin  fels  am  ,  Juristen  stein"  bei  Mähr.-Altstadt  135 
Dünnschliffbild  des  Lherzolith-Serpentinfelses  von  Mähr.-Altstadt  ....  137 
Lherzolith  und  Weigelith  als  Schlieren  und  Ränder 140 

Der  Marchit-Serpentinfels  am  „Engelbrech"  bei  Großwürben  .  141 
Dünnschliff-Untersuchung  des  Marchitserpentinfelses  vom  Harbichstein  bei 

Großwürben 143 

Chemische   Analyse    des    Marchitserpentins    vom    Harbichstein    bei   Groß- 
würben      147 

Ausscheidungsfolge  und  ehem.  Aehnlichkeit  der  Peridotite  und  Pyroxenite  148 

B.  Hangendzug  der  Peridotite  und  Pyroxenite   sowie  ihrer 
Serpentinfelse. 

Die  Ursprungsgesteine    und   deren   Serpentinfelse    im   Nikles- 

graben  bei  Niklesdorf 149 

Querprofil  durch  den  großen  Lerchberg  bei  Nikles 151 

a)  Serpentinfels  am  großen  Lerchberg ...  152 

b)  Bielenit  (Diallag  -  Olivin  -  Enstatitfels)   als    Ursprungsgestein   der  Ser- 

pentinmassen am  großen  Lerchberg 153 

Dünnschliffuntersuchung  des  Bielenits  vom  großen  Lerchberg     .    .   .  154 

c)  Serpentinfels  am  Hohenstein  im  Niklesgraben 157 

d)  Bielenit  am  Hohenstein  im  Niklesgraben 158 

e)  Der  Dunitstock  am  kleinen  Lerchberg.  Niklesgraben 159 

Dünnschliffbild  desselben 160 

Neubildungen  in  demselben 162 

/)  Niklesitserpentinfels    auf  der  Höhe  „Bei  den   borbesen  Katzen".    Ein 

neuer  Pyroxenit:  Andiopsid,  Enstatit  und  Diallag 163 

Dünnschliffbild  von  dem  Niklesitserpentin  und  Neubildungen  .    .    .    .161 

Ueber  den  Bielenit  im  Steinbruche   zwischen  Wildschütz  und 

Sörgsdorf 167 

Umwandlungen  und  Stadien  der  Serpentinbildung 170 

Dünnschliff-Untersuchung  des  Bielenits  von  Sörgsdorf 171 

Chemische  Analyse  des  Bielenits  aus  dem  Steinbruche  zwischen  Wildschütz 

und  Sörgsdorf    .    . 174 

Ueber  die   Kontaktmetamorphose  des    Amphibolit  in   dem   Bielenitbruche 

zu  Sörgsdorf    ....        175 

Bielenitserpentin  mit  Erzführung  am  Schloßberge  zu  Jauernig 177 

Bielenit  und  sein  Serpentinfels   auf  der  Totenkoppe   südwest- 
lich Jauernig 178 

Dünnschliffbild  des  Bielenits  von  der  Totenkoppe 180 

Umwandlungserscheinungen.  (Serpentin  und  Talkbildung) 182 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  1.  Heft.  (F.  Kretachmer.)     27 


210  Franz  Kretschmer.  [210] 

Seite 
Ueber  die  Lherzolithserp entin felse  am  Volk merber g  bei  Ober- 
Weißbach 183 

Dünnschliffbild  des  leukokraten  Lherzolithserpentins  (Leukophit)     ....  184 
Ueber  die  Umwandlung   des   Serpentinfelses   zu  Leukophit,  Chrysotil  und 

Talk  am  Volkmerberge 187 

C.  Ueber  die  Alkalipyroxenite  bei  Weißbach  und  Waldeck. 

Titanolith  (Ilmenit-Enstatit-Diallagfels)  vom  Volkmerberge  bei 

Ober-Weißbach 189 

Dünnschliffbild  des  Titanolith  am  Volkmerberge 190 

Umwandlungs-Erscheinungen.  (Titanit,  Kalzit,  Talk) 191 

Titanolith    (Diallag  -  Titanmagnetitfels)    epidotisiert  etc.  auf  der   Vieh- 

bichkoppe  bei  Waldeck  südwestlich  Jauernig 192 

Makroskopische  Untersuchung  des  Titanoliths 193 

Neubildungen:  Epidot,  Kalzit,  Serizit 195 

Dünnschliffanalyse  des  Titanoliths  von  der  Viehbichkoppe  bei  Waldeck  .    .  196 

Umwandlungen:  Titanit,  Rutil,  Epidot 197 

Chemische  Analyse  des  Titanoliths  von  der  Viehbichkoppe  bei  Waldeck  .  199 
Zugehörigkeit  zu  den  pyroxenreichen  Formen  des  Essexits 201 

Aigirinolith   (Aigirinaugit  -  Titamt  -  Magnetitfels)   auf  der  Viehbich- 
koppe bei  Waldeck .   .201 

Dünnschliffanalyse  desselben    . 203 

Mittelglieder  und  Mischgesteine  von  Titanolith  und  Aigirinolith 206 


(JeseHscbafts-Buchdruckerei  Brüder  Hollinek,  Wien  III.  Steingasae  25. 


Tafel  I. 


Der  metamorphe  Dioritgabbrogang  im 
Spieglitzer  Schnee-  und  Bielengetorge. 

Mit  Benützung  der  geologischen  Karten:   Vom   niederseblesischen  Gebirge,  des 

Wernervereins,  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt  und  nach  eigenen  Autnahmen 

bearbeitet  in  den  Jahren  1897—1913 

von 

Bergingenieur  Franz  Kretschmer. 


Granitgneis:    vorwiegend    Biotitaugengneis.    nebst   Muskovitaugen 
gneis.  z.  Th.  Orthitgneis. 


Hornhlendebiotitdiorit  und   nioritiim'U 


Mannigfaltige  Gabbroamphibolite;  nntergeord.  andere  unliestinimte 


1  Peridotit  and  Pyroxenit ,    bzw.  deren  Serpent 

2  Syenit-  and  Quarzporphyr,      n  Basalt. 


1  Granit. 

2  Pegmatit  und  Aplite. 


-.    Chloritsrneis. 


Mannigfaltige  Hornfelse. 


Kristallinischer  Kalk,  z.  Th.  Diopsidkalk, 
mit  Schuppengneis,  Gabbroamphibolit 
und  Graphitftözen. 

Quarzit-  und  Kieselschiefer. 


Mannigfaltige  Kalksilikatfelse. 


Dunkle    Phyllite     in    Tonschiefer    verlaufend,, 
z.  Th.  mit  Amphibolit. 


§  1  Kristallinischer  Kalk. 
Er   2  Qnarzitschiefer. 


Grauwackenschiefer.  z.  Th.  phyllitähnliche  a.   ° 
graphitische  Tonschiefer  (Mitteldevon 


Gesteine  der  Oberkreide. 
Alluvium  und  Diluvium. 


Glimmergneis,  Gneisglimmerschiefer  in  Glimmerschiefer  verlaufend 
z.  Th.  mit  Amphibolit. 


Glimmerschiefer  (Biotitschiefer  von  Hohenstadt),  z.  Th.  Staurolith. 
schiefer  (Goldenstein),  in  Phyllit  übergehend. 


Gesteine  der  Oberkreide. 


Alluvium  und  Diluvium. 


.  25 
20  km 


Jahrbuch  der  k.  k.  Geologischen  Reichsanstalt,  Bd.  LXVII,  1917 
Verlag  der  k.  k.  Geologischen  Reichsanstalt,  Wien,  III.,  Easumofskygasse  23. 

Ausgeführt  im  k.  u.  k.  Militärgeographischen  Institut. 


Inhalt. 


1.  Heft. 

Bergingenieur  Franz  K  reisen  mer  (Sternberg) :  Der  metamorphe  Dioritgabbro- 
gang  nebst  seinen  Peridotiten  und  Pyroxeniten   im  Spieglitzer  Schnee; 

und  Bielengebirge.  Mit.  einer  Tafel  (Nr.  I)  und  35  Zinkotypien  im  Text  .   1 


-Ä- 


NB.  Die  Autoren    allein    sind  für    den   Inhalt,  und  die   Form 
ihrer  Aufsätze  verantwortlich. 


Oesellst-lmi'U-ltuclirirui'kerei   Brüder  Hollinek,  Wien  III.  ftteingaflse  85. 


Ausgegeben  im  Mai  1918. 


JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


i; 


JAHRGANG  1917.  LXVIl.  BAND. 

2.  Heft. 


tt 


Wien,   1918. 


Verlag  der  k.   k.  Geologischen  Reichsanstalt. 


In  Kommission  bei   R.    Lechner  (Wilh.   Müller),   k.   u.   k.   Hofbuchhaudlung 

I.  Graben  81. 


Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora*). 

Von  Dr.  Stanislaw  Pawlowski. 

(Mit  einer  Kartenskizze.) 

Czarnohora,  die  schöne  Gebirgsgruppe  der  Ostkarpathen,  wird 
begrenzt:  im  W  durch  den  Tatarenpaß  (931  »»),  im  0  durch  den 
tiefer  gelegenen  Teil  des  Hauptrückens  (südlich  vom  Berge  Waskul), 
welcher  an  dieser  Stelle  die  Höhe  von  1342  m  kaum  erreicht  (vgl. 
die  Spezialkarte  1  :  75.000,  Bogdan). 

Der  Hauptrücken  der  Czarnohora  (siehe  die  nachstehende  Karten- 
skizze), welcher  über  30  km  mißt,  zieht  sich  in  sanft  gebogener  Linie  von 
NW  nach  SO ;  aber  auch  in  der  Vertikalrichtung  zeigt  die  Kammlinie 
schwache  Entwicklung  und  geringe  Gestaltung.  Die  Czarnohora  beginnt 
im  W  mit  dem  Szesaberg  (1564  m)  und  endet  im  0  mit  dem  Gropa 
(1773  in).  Zwischen  diesen  beiden  Bergen  ragen  die  kegelförmigen 
Gipfel  folgender  Bergspitzen  von  W  angefangen:  Pietros  (2022  m), 
Howerla  (2058  m),  Breskul  (1911  in),  Pozyzewski  (1822  m),  Dancerz 
(1866  m),  Turkul  (1935  m),  der  Große  Tomnatyk  (1997  in),  Lemska 
Hora  (2036  m),  Munczel  (2002  m),  Pop  Iwan  (2026  in).  Die  niedrigsten 
Pässe  zwischen  den  aufgezählten  Bergspitzen  erreichen  folgende  Höhen : 
1469  m,  1462  in,  1824  m,  1765  m,  1734  m,  1788  m,  1782  m,  1919  m, 
1815  m,  1690  in.  Wir  sehen  also,  daß  auf  der  Strecke  von  der 
Howerla  zum  Pop  Iwan  der  Hauptkamm  nicht  unter  1700  m  fällt. 
Es  ist  ein  Gebirgswall  von  kompakter  und  wenig  zerrissener  Struktur. 
Der  Pietros  hingegen,  welcher  durch  einen  tiefen  Einschnitt  (zirka 
1500  m)  von  der  Howerla  geschieden  ist,  steht  gleichsam  abseits  und 
bewahrt  hierdurch  seine  in  die  Augen  fallende  Individualität. 

Von  dem  Hauptrücken  der  Czarnohora  zweigen  sich  nach  N 
und  S,  gewöhnlich  unter  einem  rechten  Winkel,  zahlreiche  Glieder  ab, 
welche  zugleich  die  Wasserscheiden  für  die  Bäche  bilden,  die  von 
der  Czarnohora  herabfließen.  Diese  Bäche  aber  sind  die  oberen  Quellen- 
arme des  Pruth,  des  Czeremosz  und  der  Theiß,  deren  dichte  Wasser- 
äderchen  die  Czarnohora  umspannten  und  indem  sie  sich  quer  zum 
Hauptrücken  eingruben,  gaben  sie  ihr  das  gegenwärtige  landschaftliche 
Gepräge. 

Die  nordwestlichen,  westlichen  und  südwestlichen  Hänge  nahm 
die  Theiß  ein,  die  nördlichen,  östlichen  und  südöstlichen  Hänge  der 
Pruth  und  sein  Nebenfluß  Czeremosz.  Besonders  zu  erwähnen  ist  von 


*)  Vgl.  Literaturverzeichnis  Nr.  39. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reiehsanstalt,  1917,  67.  Band,  ?.  Heft.  (St.  Pawlowski.)  28 


212  Dr.  Stanislaw  Pawtowski.  [2] 

deii  linken  Zuflüssen  des  Schwarzen  Czeremosz  der  Bystrzec  mit  den 
Bächen  Gadzyna  und  Kicia,  außerdem  die  Dzembronia  mit  dem 
Skorusznybach  und  der  Szybeny  mit  den  Zuflüssen  Pohorylec,  Gropa 
und  Regieski,  ferner  von  den  Zuflüssen  der  Weißen  Theiß  der  Balzatul, 
Brebenieskul  und  die  Howerla  sowie  der  Bogdan,  von  den  Zuflüssen 
der  Schwarzen  Theiß  der  Kewelebach  mit  dem  Sumieski,  die 
Lopuszanka  und  die  Laszczyna  mit  dem  Kozmieskibach. 

In  der  Entwicklung  des  Flußnetzes  in  der  Czarnohora  kann  man 
verhältnismäßig  geringe  Neigung  zur  Bildung  von  Längstälern  be- 
obachten, welche  doch  das  Entstehen  gewaltiger  Gletscherzüge  so  sehr 
begünstigen.  Mit  Ausnahme  gewisser  Teile  des  Pruthtales,  des  Schwarzen 
Czeremosz  nebst  Zuflüssen  (zum  Beispiel  Bystrzec,  Dzembronia)  und 
der  oberen  Theiß  ist  der  überwiegende  Teil  der  Täler  Quertäler. 
Jene  Täler  sind  dadurch  gekennzeichnet,  daß  auf  den  Nord-  und 
Südosthängen  der  Czarnohora  sie  parallel  verlaufen,  und  zwar  oft  in 
nicht  großer  Entfernung  voneinander,  auf  der  Südseite  hingegen 
laufen  sie  fächerförmig  in  einem  Punkte  zusammen,  indem  sie  große, 
durch  ihre  Form  auffallende  Sammeltrichter  bilden  (zum  Beispiel 
Balzatul,  Brebenieskul,  Bogdan).  Auf  der  Nordseite  sind  solche 
Sammeltrichter  selten  (zum  Beispiel  Pruth).  Das  war  gewiß  nicht  ohne 
Einfluß  auf  die  Entstehung  gerade  auf  dieser  Seite  von  vereinzelten 
Gletscherzungen. 

Der  allgemeine  Charakter  der  Täler  ist  derartig,  daß  auf  den 
Südhängen  ausgebreitete,  tief  eingeschnittene,  abschüssige  und  lange 
Klamme  vorwiegen,  im  Norden  hingegen  sind  die  Formen  der  Tal- 
gründe und  Abhänge  bei  weitem  sanfter  und  zugänglicher.  Dadurch 
wird  die  Tatsache  erklärlich,  daß  im  Nordosten  die  Czarnohora  dichter 
und  öfter  vom  Menschen  bewohnt  wird,  als  im  Südwesten.  Der  Unter- 
schied zwischen  den  Tälern  der  Nord-  und  Südseite  der  "Czarnohora 
wird  vor  allem  durch  das  Gefälle  angegeben,  das  für  deren  obersten 
Teile  berechnet  wurde.  So  zum  Beispiel  beträgt  auf  dem  Nordabhang 
das  Gefälle  des  Pruth  Zaroslacki  bis  zur  Mündung  des  Foreszczenka- 
baches  91°/00,  dagegen  das  Gefälle  des  Howerlabaches  auf  der  Süd- 
seite bis  zu  seiner  Einmündung  in  den  Brebenieskul  121-6%0. 

Schließlich  ist  in  der  Entwicklung  des  Wassernetzes  der  Czarno- 
hora die  Erscheinung  der  Verschiebung  der  Wasserscheide  auf  dem 
West-  und  Ostflügel  der  Czarnohora  erwähnenswert,  und  zwar  im  W 
zugunsten  der  Schwarzen  Theiß,  im  0  zugunsten  des  Schwarzen 
Czeremosz.  Daher  muß  man  die  Schwarze  Theiß  mit  dem  Czeremosz 
vergleichen,   wogegen  die  Weiße  Theiß   mehr   dem  Pruth    entspricht. 

Der  geologische  Bau  der  Czarnohora  bietet  nicht  minder  interes- 
sante Probleme,  wie  die  anderen  Teile  der  Karpathen.  Das  Ver- 
dienst, diesen  erforscht  zu  haben,  gebührt,  wenn  wir  von  älteren 
Arbeiten  Alths  und  Hauers  absehen,  Tietze  und  Paul,  i* om- 
ni cki  M.,  besonders  aber  Zapalowicz,  ferner  Zuber,  schließlich 
Po  se  witz. 

Nach  der  Ansicht  von  Zapalowicz  (Literaturverz.  12)  stellt 
der  Westteil  der  Czarnohora,  das  ist  der  Pietros  samt  seinen  seitlichen 
Abzweigungen,  dem  Szesul  und  der  Szesa,  untere  und  obere  Kreide  dar. 
In  der  unteren  Kreide  unterschied  Zapalowicz  Hieroglyphen-  und 


P] 


Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora. 


213 


28' 


214  ^r'  Stanislaw  Pawlowski.  |4J 

Inoceramen-Schichten,  Sandsteine  und  Konglomerate,  in  der  oberen 
Kreide  Konglomerate  und  Exogyrensandsteine.  Außerdem  stellte  er 
an  einigen  Stellen  Jurakalk  fest,  indem  er  diesen  als  Klippen  vor- 
fand. Das  bisher  unbekannte  Auftreten  von  Eruptivgesteinen  haben 
wir  mit  H.  Dr.  M.  Gold  seh  lag  (38)  während  eines  mehrtägigen 
Ausfluges  östlich  von  Szesul  gefunden.  Die  Kreide  dehnt  sich  als 
breiter  Lappen  südlich  vom  Hauptkamm  aus,  geht  jedoch  nirgends 
über  die  Linie  hinaus,  welche  durch  den  Paß  zwischen  dem  Pietros 
und  der  Howerla  sowie  durch  den  Szybenybach  bestimmt  wird.  Südlich 
von  dieser  Linie  unterschied  Zapalowicz  unteroligoeäne  Schiefer 
(Menilitschiefer)  und  oberoligoeänen  Magurasandstein. 

Zuber  (10,14),  dessen  Aufnahmen  gleichzeitig  und  unabhängig 
von  Zapalowicz  stattfanden,  unterschied  in  dem  tertiären  Anteile 
der  Czarnohora  vor  allem  a)  Menilitschiefer,  dazwischen  Bänke  von 
Hornstein-  und  Sandsteinschichten,  und  zwar  feinkörniger  Sandsteine, 
ferner  grauen  Mergel,  b)  Das  Oberoligocän  repräsentiert  der  mächtig 
entwickelte  Magurasandstein ;  es  ist  dies  dickschichtiger  Sandstein, 
mit  deutlichen  Schichten,  hell,  grobkörnig.  Stellenweise  geht  er  in 
Konglomerate  über,  oder  es  wiederholen  sich  zwischen  seinen  Schichten 
Zwischenlagen  von  dunklen  Schiefern,  untermischt  mit  Sandstein  und 
Sphärosideriten.  Dies  ist  —  nach  Zubers  Ansicht  —  eine  gleich- 
alterige  Abart  derMaguraformation  (die  sogenannten  Schipoter  Schichten 
Pauls).  Zapalowicz  bezeichnet  diese  Schiefer  als  zum  unteren 
Oligocän  gehörig. 

Die  obersten  Spitzen  und  Grate  der  Czarnohora  sowie  der  Haupt- 
kamm bestehen  aus  Sandstein,  im  Westen  oberkretazäischen  Alters, 
im  Osten,  von  der  Howerla  beginnend,  aus  Magurasandstein.  Hier 
und  dort  auf  den  Nordosthängen  sieht  man  öfters  Schiefereinlagerungen 
durch  dünne  Sandsteinschichten  geschieden.  Anderswo  geht  hingegen 
der  Sandstein  in  Konglomerat  über.  Zapalowicz  unterscheidet  einen 
schmalen  Schieferstreifen  an  den  Gipfeln,  welcher  sich  von  der 
Howerla  bis  zum  Smotrecz  windet.  Das  Hauptgebiet  der  Schiefer- 
entwicklung bilden  jedoch  die  unteren  Partien  des  Czarnohorarückens, 
besonders  seine  nordöstlichen  Hänge.  Schwarze  oder  rote  Schiefer, 
ourch  dünne  Sandsteinschichten  geschieden,  ziehen  sich  in  breiter 
Zdne  von  der  Schwarzen  Theiß  bis  zum  Czeremosz  hin.  Nur  die 
höchsten  Spitzen  des  Skoruszny,  der  beiden  Mariszewski,  der  Kozmieski, 
bestehen  aus  Saudstein. 

Die  untere  Schieferzone,  sonst  einwandfrei  auf  der  Karte 
Zapalowicz'  zur  Darstellung  gebracht,  muß  nur  an  einigen  Stellen 
höher  geführt  werden,  zum  Beispiel  im  Gropatal,  im  Radulgebiet, 
hingegen  im  Flußgebiet  des  Pruth  mit  dem  oberen  Streifen  verbunden 
werden.  Wenngleich  auch  unten  die  Schiefer  überwiegen,  was  man 
sogar  im  Bereiche  der  unteren  Kreide  am  Fuße  des  Pietros  ver- 
folgen könne,  so  ist  gegen  0  das  Uebergewicht  der  Schiefermassen 
ganz  unbestritten.  Diese  bedeutende  Schieferentwicklung  am  Fuße 
der  Czarnohora  ist  von  ganz  besonderem  Einfluß  für  das  Land- 
schaftsbild. 

Die  Schichten  fallen  auf  der  Czarnohora  vorwiegend  nach  S  und 
SW  ab,  wogegen  sie  mit  ihren  Köpfen  nach  N  und  NO  ragen.  Dieses 


|5]  Üie  Kiszeit  in  der  Czarnohora.  216 

ständige  Fallen  nach  S  läßt  sehr  leicht  die  Vorstellung  einer  Ueber- 
schiebungsdecke  auf  der  Czarnohora  entstehen. 

Der  Einfluß  der  tektonischen  und  petrographischen  Faktoren 
auf  die  Formen  des  Terrains  ist  in  der  Czarnohora  unzweifelhaft. 
Nach  N  und  SO  auslaufende  Schichten  des  Kreidesandsteins  zeigen 
die  Tendenz  zum  Rutschen,  wie  auf  dem  Pietros ;  in  den  Gebieten 
hinwiederum,  welche  durch  den  Magurasandstein  eingenommen  sind, 
bilden  sie  hier  uud  dort  steile  Wände  und  Hänge,  Rippen  und  felsige 
Grate.  Die  nach  S  und  SW  geneigten  Schichten  leuchten  oft  wie 
abgewetzte,  steile  Wände  (zum  Beispiel  auf  der  Howerla  und  dem 
Balzatul)  und  formen  sich  zu  weiten,  dem  Kamm  benachbarten  Flächen 
oder  zu  langen  Armen.  Dadurch  sind  bessere  Vorbedingungen  für  die 
Entstehung  gewisser  typischer  kesselartiger  Vertiefungen  auf  der 
Nordseite  der  Czarnohora  gegeben,  als  auf  der  Südwestseite,  wie  das 
übrigens  mit  Recht  Zapalowicz  bemerkt  hat.  Dieser  Autor  geht 
doch  zu  weit,  wenn  er  der  Tektonik  die  Hauprolle  in  der  Entstehung 
der  Rücken  und  Täler  auf  den  Nordosthängen  spielen  läßt. 

Die  petrographische  Zusammensetzung  der  Gesteine  entscheidet 
hingegen  über  Stil  und  Aussehen  der  Formen.  Ihr  ist  auch  der  über- 
mächtige Einfluß  zuzuschreiben,  um  so  mehr,  da  genannte  Erscheinung 
nirgends  mit  solcher  Präzision,  wie  gerade  in  der  Czarnohora  auftritt. 
Zuerst  bemerkte  das  Zuber.  Es  besteht  kein  Zweifel  darüber,  daß 
die  harten  Partien  des  Magurasandsteines  beigetragen  haben,  die 
Kämme  und  Gipfel  zu  erhalten.  Die  Hauptmasse  der  Czarnohora  und 
ihrer  Arme,  und  sogar  des  parallel  zur  Czarnohora  verlaufenden  Zuges 
Kozmieska— Mariszewska  und  Kukul — Kostrycza  setzt  sich  aus  diesem 
Gestein  zusammen.  Merkwürdig  ist  "es,  daß  die  Arme  an  einer  be- 
stimmten Linie  enden,  welche  an  den  Nordosthängen  der  Czarnohora 
sich  durch  steile  Abhänge  kennzeichnen.  In  die  Linie  fallen  auch  die 
Karstufen  und  Kartreppen,  welche  die  oberen  Teile  der  Täler  ab- 
schließen. In  der  tiefen  Rinne  zwischen  dem  Hauptkamm  und  dem 
Kostrycza,  in  welcher  eben  die  Schiefer  zur  Entwicklung  kommen, 
senkt  sich  das  Terrain  im  Mittel  um  1000  m  im  Vergleich  zu  den 
Kulminationen  der  Czarnohora. 

Jedoch  nicht  nur  in  der  Form  tritt  der  Einfluß  der  Gesteins- 
natur bedeutsam  zutage.  Wir  können  ihn  auch  bei  anderer  Gelegenheit 
beobachten.  Die  Schiefer  bestehen  als  denudatives  Material  aus  dünnen 
und  kleinen  Täfelchen,  der  Magurasandstein  bildet  hingegen  Schollen 
und  Platten  von  verschiedener  Größe,  von  länglicher  Form,  gewöhnlich 
breiter  als  dicker,  vier-  und  vielseitig.  Hier  und  dort  begegnen  wir 
gewaltigen,  gleichsam  geglätteten  Steinen,  manchmal  in  einem  sehr 
hohen  Niveau.  Es  sind  dies  zwiebeiförmige  Blöcke,  welche  aus  Magura- 
sandstein bestehen,  in  Schieferflächen  eingehüllt,  die  leicht  infolge 
der  Verwitterung  abfallen.  Das  Saudsteiukonglomerat  bedeckt,  wo  es 
reichlicher  auftritt,  den  Untergrund  mit  feinem  Quarzkies,  oft  mit 
grobkörnigem  Quarz. 

Den  morphometrischen  Studien  Romers  verdanken  wir  eine 
Reihe  von  Tatsachen,  welche  ein  interessantes  Licht  auf  das  Relief 
der  Czarnohora  werfen.  Es  verlohnt  sich,  die  wichtigsten  Zahlenergeb- 
nisse des  genannten  Verfassers  für  die  Czarnohora  anzuführen: 


216  Dr.  Stanislaw  Pawiowski.  |(3 

O-Czarnohoro         ^Czarnohora 
(rietrosgruppe) 

Durchschnittshöhe 1833  m  1683  m 

Oberfläche  der  1500  m  Höhenschicht.    .    79*54  km2  17*4  km2 

Breite  der  1500  m  Höhenschicht    .    .    .      3-08  km  1*8  km 

Die  große  Massigkeit,  ich  möchte  sagen  „Breitschultrigkeit" 
der  Czarnohora,  welche  in  der  Oberfläche  und  Breite  der  Höhen- 
schicht von  1500  m  zum  Ausdruck  kommt,  begünstigt  die  Gletscher- 
entwicklung im  hohen  Grade.  Nach  Rom  er  war  die  präglaziale  Ober- 
fläche des  Teiles  der  Karpathen,  wo  die  Czarnohora  sich  befindet, 
eine  Fastebene,  oder  eine  sehr  alte  Oberfläche.  Auch  das  Längsprofil 
der  Karpathenrücken  bestätige  ihre  Zugehörigkeit  zu  der  Peneplene, 
das  Querprofil  hingegen  wies  auf  ein  Erheben  der  Peneplene  jeden- 
falls vor  dem  Diluvium  und  auf  die  Erneuerung  der  Erosion,  die 
von  den  Karpathenrändern  nach  dem  Innern  fortschritt.  Nach  meiner 
Ansicht  ist  weder  das  Alter  der  Fastebene  noch  ihr  eigentliches 
Bestehen  einwanfrei  bewiesen. 

Obgleich  wir  also  nicht  sicher  sind,  ob  aus  der  Peneplene  sich 
das  präglaziale  Relief  ableiten  läßt,  oder  ob  man  andere  Aufänge 
suchen  muß,  so  besteht  doch  darüber  nicht  der  geringste  Zweifel, 
daß  schon  vor  der  Vergletscherung  die  Formen  den  heutigen  glichen, 
obschon  jünger  in  der  Entwicklung.  Die  Gletscher  fanden  schon  zu 
einem  gewissen  Grade  fertige  Formen  vor  und  hinterließen  in  diesen 
die  Spuren  ihres  Vorhandenseins.  Des  öfteren  wird  man  in  unseren 
weiteren  Betrachtungen  auf  dieses  Moment  aufmerksam  machen  müssen. 

Schon  eine  kurze  historische  Uebersicht  der  Literatur  und  der 
Forschungen  der  Vergletscherung  der  Czarnohora  vermag  uns  zu 
überzeugen,  welche  Vergletscherungsspuren  wir  in  dieser  Gebirgs- 
gruppe  erhoffen  können.  Im  Herbst  des  Jahres  1874  unternahmen 
zwei  Schotten,  Jack  und  Hörne  (3),  eine  Wanderung  durch  das 
Theiß-  und  Pruthtal;  hierüber  verfaßten  sie  im  Jahre  1877  einen 
Bericht,  in  welchem  sie  die  Möglichkeit  der  Existenz  eines  Gletschers 
im  Theißtal  von  der  Länge  von  45  englischen  Meilen  annahmen.  Ohne 
die  Gipfel  zu  erklimmen,  untersuchten  sie  den  Talgrund  der  Theiß; 
bewunderten  die  Alluvialterrassen  bei  Marmaros-Sziget  sowie  die  im 
N  davon  gelegenen  und  stießen  auf  Schottermassen,  in  denen  ihnen 
sehr  große  Blöcke  auffielen,  sei  es,  daß  diese  von  der  Marmaros- 
gruppe  stammten,  sei  es,  daß  sie  dem  Flyschgebirge  zugehörten. 
Diese  Blöcke  hielten  sie  für  durch  einen  Gletscher  geschleppte  Blöcke. 
Im  Pruthtale  fanden  sie  nichts  dergleichen.  Ein  Jahr  vor  der  Ver- 
öffentlichung des  Reiseberichtes  der  Schotten,  also  im  Jahre  1876, 
zogen  Tietze  und  Paul,  nachdem  sie  die  Kare  von  Zaroslak  be- 
schrieben hatten,  aus  der  Form,  aus  den  Gletscherschliffen  und  den 
Moränen  den  Schluß,  daß  ein  Gletscher  dort  existiert  hatte,  welcher 
bis  an  die  obere  Waldgrenze  gereicht  hatte.  Diesen  Autoren  (1,  2) 
gebührt  also  das  Verdienst,  unleugbare  Beweise  für  die  Ver&letseherung 
der  Czarnohora  geliefert  zu  haben. 

Das  Interesse  an  dem  Problem  war  bei  den  Polen  offenbar  groß, 
da  man  hierüber  im  Jahre  1877   während  der  Sitzungen   des  Tatra- 


[7]  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  217 

Vereines  sprach  und  an  Ort  und  Stelle  Erhebungen  anstellte.  Lom- 
nicki  M.  (5)  neigte  der  Ansicht  Tietzes  und  Pauls  zu  im  Jahre 
1879  und  lieferte  neues  Beweismaterial  aus  dem  westlichen  Po/.y- 
zewskital.  Wajgel  (6)  erkannte  im  Jahre  1880,  und  später  1885  (11), 
die  kleinen  Seen  als  Spuren  einer  Vergletscherung,  welche  die  Gipfel- 
regionen der  Czarnohora  einnahm.  Zapatowicz  (7)  hingegen  war 
im  Jahre  1881  der  Meinung,  daß  alle  größeren  Täler  vergletschert 
waren.  Davon  zeugten  nicht  nur  die  Moränen,  sondern  auch  die  Flora. 

Im  Jahre  1882  erwähnt  Siegmeth  (8)  Moränen  auf  den  Süd- 
abhängen  der  Czarnohora.  Bald  darauf,  im  Jahre  1884,  schreibt 
Zuber  (10),  daß  „alle  Talkessel  in  den  nordöstlichen  Abhängen  der 
Czarnohora  wahrscheinlich  Böden  kleiner  Gletscher  waren".  Er  schließt 
dies  aus  dem  amphiteatralischen  Aufbau  der  Talkessel,  die  mit 
Blöcken  bedeckt  sind  und  nach  unten  stufenweise  abfallen.  Nach  ihm 
verfocht  Zapalowicz  (12)  in  seiner  geologischen  Arbeit  vom  Jahre 
1886  die  Ansicht,  indem  er  Tietzes  und  Pauls  Aeußerungen  be- 
kämpft, daß  die  Vergletscherung  nur  die  unteren  Regionen  der  Täler 
und  nicht  die  höheren  betroffen  habe.  Posewitz  (17)  wiederum 
bestimmt  im  Jahre  1892  nicht  nur  auf  den  Nord-,  sondern  auch  auf 
den  Süd-  und  Westabhängen  der  Czarnohora  sehr  niedrig  verlaufende 
Gletschergrenzen.  Trotzdem  glaubte  Czirbusz  (19)  noch  im  Jahre  1900 
überhaupt  nicht  an  deren  Existenz.  Das  hielt  jedoch  Gasiorowski 
von  weiteren  Nachforschungen  (27)  nicht  ab,  deren  Ergebnis  (im 
Jahre  1906)  es  war,  daß  die  Vergletscherung  überwiegend  nur  den 
nordöstlichen  Teil  des  Czarnohorakammes  umfaßte,  dagegen  nur 
schwach  im  S  und  W  war.  So  erwähnt  auch  Sawicki  (31)  im  Jahre 
1909  das  Vorhandensein  von  16  Talkesseln  auf  den  nördlichen  Ab- 
hängen der  Czarnohora  (die  Anzahl  ist  ungenau),  gleichzeitig  nimmt 
Rom  er  (32)  auf  Grund  der  Beobachtung  des  Reliefs  an,  daß  beide 
Hänge  der  Gebirgskette  vergletschert  waren. 

Schließlich  modifizierte  Zapalowicz  (35,36)  in  den  Jahren  1912 
und  1913  etwas  seine  Ansichten  in  der  Richtung,  daß  er  eine  Ver- 
gletscherung auch  in  den  höheren  Teilen  der  Czarnohora  zugibt.  Die 
Vergletscherung  war  eine  allgemeine,  die  Gletscher  reichten  bis  an 
den  Fuß  der  Berge,  ja  vielleicht  sogar  bis  an  den  Rand  der  Kar- 
pathen  haben  sie  die  Täler  des  Czeremosz,  des  Pruth  und  der  beiden 
Theiß  ausgefüllt.  Die  Vergletscherungsfra^e  der  Czarnohora  kehrte 
nun  in  das  Stadium  zurück,  in  welchem  es  Jack  und  Hörne  zurück- 
ließen. 

Aus  obiger  historischer  Uebersicht  ersieht  man,  welcherlei  glaziale 
Spuren  wir  in  der  Czarnohora  zu  gewärtigen  haben.  Vor  allem  hängen 
an  den  obersten  Graten  des  Hauptkammes  Kare.  Nach  Ansicht  er- 
klärter Anhänger  der  Gletschererosion  (Penck)  sowie  der  Forscher, 
welche  die  Erosion  nicht  ausschließen  (Richter),  sind  die  Kare 
unzweifelhaft  ein  Beweis  für  die  Vergletscherung.  Die  Czarnohorakare 
muß  man  gleichfalls  als  solche  ansehen.  Denn  ohne  Rücksicht  darauf, 
wie  wir  deren  Entstehung  erklären  wollen,  ob  nun  durch  ausschließ- 
liche Einwirkung  der  Erosion  oder  nur  durch  Mitwirkung  des  Gletscher- 
eises und  des  fließenden  Wassers,  so  vermögen  wir  doch  nicht  zu 
leugnen,  daß  man  die  Zirkiisform  in  den  Ostkarpathen  nie  dort  antrifft, 


218  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [8] 

wo  die  Wassererosion  normal  verlief  und  infolge  der  Vergletscherung 
nicht  unterbrochen  wurde. 

Die  zweite  Vergletscherungsspur  bilden  in  der  Czarnohora  die 
Moränen,  ob  nun  diejenigen,  welche  den  Grund  der  Kare  und  den 
der  ehemaligen  vergletscherten  Täler  bedecken  oder  die  Endmoränen. 
Da  infolge  der  Einheitlichkeit  und  Vergänglichkeit  des  Materials,  aus 
dem  sie  bestehen,  das  petrographische  Kriterium  im  Stiche  läßt,  lo 
kann  nur  die  Größe  der  Blöcke  (sie  sind  gewöhnlich  mannigfach 
geformt)  und  die  Gestaltung  der  Moränen  entscheidend  sein.  Den 
dritten  Beweis  für  die  Vergletscherung  bildet  die  hier  und  dort  in 
bescheidenem  Umfange  erhaltene  U-Form  der  Täler.  Mit  solchen 
Spuren  haben  wir  also  auf  der  Czarnohora  zu  tun;  wo  sie  angetroffen 
werden,  da  ist  die  Vergletscherung  erwiesen.  Dagegen  entfällt  eine 
ganze  Reihe  anderer  Spuren,  welche  man  in  ehemals  vergletscherten 
Gebirgen  antrifft,  wie  die  Uebertiefung  der  Täler,  in  Felsen  ausge- 
höhlte kleine  Seen,  Risse  und  Schliffe,  Rundhöcker  und  Riegel,  erra- 
tische Blöcke,  alles  das  fällt  fort.  Ich  getraue  es  mir  zu  behaupten, 
daß  davon  in  der  Czarnohora  nichts  vorhanden  ist. 

Stufen  und  Kartreppen  sind  die  Folge  der  geologischen  und 
petrographischen  Zusammensetzung  der  Gesteine.  Seen,  das  sind  durch 
Steingeröll  gedämmte  Wasserlachen,  Glätten  und  Rundhöcker  würde 
jemand  vergeblich  im  Magurasandstein  suchen ;  erratische  Blöcke  sind 
deshalb  unbekannt,  daß  Sandsteine  sich  so  ähneln  wie  zwei  Zwillinge. 

Hieraus  ergeben  sich  große  Schwierigkeiten  für  die  glaziologischen 
Forschungen  in  der  Czarnohora.  Entweder  muß  man  andere  Kriterien 
annehmen  und  andere  Methoden  anwenden  oder  mit  Hilfe  der  schon 
vorhandenen  sehr  exakt  zu  Werke  gehen. 

Als  ich  dessen  wohl  bewußt  an  die  Arbeit  trat,  so  gelang  es 
mir  bisher  nur  an  folgenden  Stellen,  Gletscherspuren  festzustellen. 
An  den  nordöstlichen  Abhängen  der  Czarnohora  fand  ich  eine  kleine, 
sanft  terrassierte  Nische  auf  Szesa  (1564  m)  im  W,  undeutliche  Spuren 
von  Karen  auf  Pietros  und  auf  dem  Nordabhang  der  Howerla;  jedoch 
geben  die  Moränenablagerungen  in  der  Höhe  von  zirka  1100  m  im 
Bache  Holowczewski  und  Kozmieski  keinen  genügenden  Aufschluß 
über  die  Intensität  der  Vergletscherung  des  Westflügels  der  Czarnohora. 

Im  Flußgebiet  des  Pruth,  zwischen  der  Howerla  im  W  und  dem 
Szpyci  (1935  m)  im  0,  fielen  alle  Täler  unzweifelhaft  der  Vereisung 
anheim.  Vor  allem  weisen  darauf  die  schön  ausgemeißelten  oberen 
und  unteren  Kare  hin,  in  der  Regel  durch  prächtige  Stufen  ge- 
schieden, wie  auch  durch  schön  entwickelten  Seiten-  und  Endmoränen 
in  der  Höhe  von  1150 — 1050  m  im  Teile  des  vereinigten  Pruth.  Die 
letzteren  sind  durch  den  Pruth  geschnitten.  Der  Gletscher  des  Pruth 
war,  was  seine  Länge  (Qökm)  und  was  seine  Breite  (0*5  Arm)  betrifft, 
der  mächtigste  der  Czarnohora. 

In  den  Tälern  der  Bäche:  Gad/yna,  Kicia,  D/embronia  und 
Pohorylec,  welche  zum  Flußgebiet  des  Schwarzen  Czeremosz  gehören, 
kam  es  zur  Entwicklung  von  einzelnen  Gletschern,  nicht  so  mächtiger 
wie  der  Pruthgletscher,  da  sie  voneinander  geschieden  waren.  Die 
Wiege  jedes  dieser  Gletscher  waren  sehr  breite  Schneefelder  und 
Kare,    die   in   hohen  Stufen   abfielen.     Die   breiten,  wenngleich    auch 


|"9"|  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  219 

tief  durch  Bäche  durchschnittenen  Talböden  sind  mit  großen  Fels- 
blöcken angefüllt  und  schließlich  in  der  Höhe  von  1100 — 1200  m 
duich  Endmoränen  gesperrt.  Besonders  schön  entwickelt  in  der  Form 
von  quer  verlaufenden  Wällen  sind  die  Endmoränen  im  Tale  der 
Bäche  Gadzyna  und  Dzembronia.  Auf  der  Südwestseite  des  Czarno- 
horakammes  gelang  es  mir,  deutliche  Spuren  in  den  Tälern  des  Szesul 
(1728  m),  der  im  SW  des  Pietros  liegt,  zu  entdecken.  Hier  fielen 
der  Vergletscherung  vor  allem  die  Täler  der  Bäche :  Kewele,  Sumieski 
und  Rohonieski  anheim.  Akkumulationsspuren  der  Gletscher  sind  in 
jenen  Tälern  ziemlich  deutlich  zu  erkennen. 

Es  fehlt  ebenfalls  nicht  an  schönen  Karenformen  auf  der  Süd- 
westseite der  Czarnohora,  wie  zum  Beispiel  unter  Gutin  Tomnatik  in 
der  Höhe  von  1800  m  und  unter  dem  Großen  Tomnatik  in  der  Höhe 
von  1650  wi,  obschon  auf  dieser  Seite  der  Czarnohora  es  deren  weniger 
gibt  als  auf  der  Nordostseite.  Die  Südhänge  der  Czarnohora  fallen 
nämlich  viel  steiler  ab  als  die  Nordhänge,  auch  sind  die  Einschnitte 
der  Bäche  hier  tiefer.  Dabei  ist  das  Aufsuchen  der  Moränenablagerungen 
im  hohen  Grade  noch  durch  den  Urwaldcharakter  erschwert.  Die 
nähere  Erforschung  der  Südwesthänge  und  die  Ermittlung  neuer  Ein- 
zelheiten über  die  Nordosthänge  wird  das  Ziel  der  zukünftigen  For- 
schungsstudien des  Verfassers  bilden. 

Ins  einzelne  gehende  Betrachtungen  über  die  Vergletscherung 
der  Czarnohora,  welche  an  dieser  Stelle  bloß  in  Kürze  zusammen- 
gefaßt worden  sind,  können  zu  einer  ganzen  Reihe  von  Schlußfol- 
gerungen allgemeiner  Natur  führen.  Es  empfiehlt  sich,  alle  mit  der 
Vergletscherung  im  Zusammenhang  stehenden  Erscheinungen  der 
Reihe  nach  durchzugehen,  um  nachzuweisen,  welche  von  ihnen  für 
die  Czarnohora  am  meisten  charakteristisch  sind. 

Das  Längsprofil  der  oberen  Teile  der  Czarnohoratäler  weisen 
alle  die  Merkmale  auf,  welche  wir  oft  in  vergletscherten  Tälern  an- 
treffen, demnach  eine  bedeutende  treppenartige  Gefällsknickungen 
oben,  unten  dagegen  schon  ausgeglichene  Böden.  Die  Gefällsknickungen 
kommen,  was  ja  klar  ist,  auf  die  Talstufen,  der  Ausgleich  dagegen 
begiunt  erst  tiefer.  Man  kann  jedoch  das  Längsprofil  eines  Baches 
nicht  als  gleichbedeutend  mit  dem  Längsprofil  eines  Gletschergrundes 
auffassen,  zumal  im  unteren  Teil,  wo  das  Sicheinschneiden  des  Baches 
in  den  ehemaligen  Boden  immer  tiefer  wird. 

Das  Querprofil  verrät  keine  irgendwo  entdeckten  und  ander- 
weitig bekannte  Formen.  Vor  allem  läßt  sich  nirgends  die  U-Form 
eines  Tales  feststellen,  da  sie  entweder  unten  einen  zu  schmalen 
Boden  hat  oder  die  Wände  gehen  zu  sehr  auseinander.  Aehnliche, 
doch  nicht  dieselben  Formen,  finden  sich  in  den  Karen  oder  in  der 
charakteristischen  Sperrung  der  Talerweiterungen,  welche  man  „Tore" 
der  oberen  Talkessel  nennen  könnte.  Deshalb  ist  es  schwer,  in  der 
Czarnohora  ein  Beispiel  für  ein  U-Tal  zu  finden,  wie  mir  gleicherweise 
auch   kein  Fall   eines  übertieften  Tales   bekannt  geworden  ist. 

Die  Kare  in  der  Czarnohora  lassen  sich  in  ihrer  Entstehung 
auf  die  trichterförmigen  Rinnen  zurückführen.  Die  Tatsache,  daß 
neben  Karen  auch  solche  Rinnsale  und  Rillen  existieren,  dient  als 
Beweis   dafür,   daß   in  nur  sehr  vertieften  Trichtern  Gletscher   ent- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (8t.  Pawlowski.)       ^9 


220  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [10] 

standen  und  diese  sich  allmählich  in  Kare  verwandelten.  Jene  Trichter 
mußten  jedoch  nicht  besonders  abschüssig  und  schmal  gewesen  sein 
(Richter).  Außer  der  Erosionsarbeit  des  Eises  kommt  bei  der  Ent- 
stehung der  Kare  ein  sehr  intensiver  Verwitterungsprozeß  des  Sand- 
steins in  Betracht,  was  man  noch  heute  beobachten  kann,  ferner  die 
Tätigkeit  des  fließenden  Wassers,  die  gewiß  größer  ist  als  irgendwo 
im  Gebiete  kristallinischer  Gesteine  oder  alter  Kalksteine.  Am  besten 
ausgearbeitete  Kare  sind  die  in  schwach  geneigten  Sandsteinschichten, 
viel  weniger  gut  dort,  wo  neben  Sandstein  Schiefer  auftritt  (zum 
Beispiel  im  Dzembronia-  oder  Pohorylecbach);  ganz  fehlen  dagegen 
die  Kare  im  Schiefergelände.  Die  Kare  auf  den  Südwestabhängen 
sind  asymmetrisch ;  die  Wand  nämlich,  welche  von  den  Schichtenköpfen 
gebildet  wird,  ist  steiler  als  die,  welche  die  Schichtenflächen  bilden. 
Im  allgemeinen  sind  die  Wände  der  Kare  nirgends,  mit  Ausnahme 
unter  dem  Gutin  Tomnatyk,  so  steil,  als  daß  man  nicht  an  diesen 
heraufklimmen  könnte.  Die  Einknickung  in  den  Abhängen  tritt  überall 
in  der  Form  eines  Trograndes  oder  Felsenvorsprünge  an  dessen  Stelle. 
Trotzdem  sie  nirgends  ganz  deutlich  ist,  so  spricht  das  doch  für  eine 
Umwandlung  der  Talform  unter  dem  Einflüsse  der  Tätigkeit  eines 
Gletschers.  An  der  Mündung  eines  Zirkus  verliert  sich  der  Trogrand 
und  läßt  sich  in  den  tiefer  gelegenen  Teilen  des  Tales  nicht  verfolgen. 

Der  Bodengrund  ist  in  der  Regel  uneben.  Wir  sehen  da  Stufen 
und  Schwellen,  Quer-  und  Längswälle,  aus  Blöcken  zusammengesetzt, 
flache  sumpfige  Gründe  von  geringer  Neigung,  Aufschütthaufen  an 
den  Ufern  der  Bäche,  an  Wände  angelehnte  Schuttkegel.  Auffallen 
muß  einem  Jeden  die  Verschüttung  des  Bodengrundes  mit  verschieden- 
artigem Material,  für  welche  Erscheinung  ich  aus  dem  Lateinischen 
den  Ausdruck  Obrution  vorschlage.  Obige  Erscheinung  beweist,  daß 
das  Ausbleiben  der  Gletscher  ständigen  Schwankungen  unterlag. 
Wahrscheinlich  „hingen"  die  oberen  Enden  der  Gletscher  noch  lange 
Zeit  in  den  oberen  Teilen  der  Kare.  Diese  Obrution  gibt  uns  gleich- 
falls eine  Vorstellung  von  der  Macht  der  Verwitterung  der  Abhänge 
während  und  nach  der  Eiszeit. 

Die  Mehrzahl  der  Czarnohorakare  liegt  in  den  Höhen  zwischen 
1600 — 1800  m.  Man  könnte  daher  aus  der  Höhenlage  derselben  nicht 
die  Schneegrenze  in  der  Eiszeit  bestimmen,  wie  es  Richter  (20) 
anrät.  Tiefer  gelegene  Talerweiterungen  (von  1400  m  bis  1600  m), 
von  den  höheren  durch  Stufen  geschieden,  haben  wenig  Aehnlichkeit 
mit  Karen.  Sie  haben  gewöhnlich  steile  und  hübsch  abgewetzte 
Hinterwände,  die  Seitenwände  sind  dagegen  niedrig  und  wenig  typisch. 
In  der  Regel  sind  sie  jedoch  mehr  als  doppelt  so  breit  wie  die  Kare. 
Die  schönsten  unteren  zirkusartigen  Erweiterungen  sind  im  Kozmieski- 
tal,  im  Zaroslacki-,  im  westlichen  Pozyzewski-,  Gadzynski-  und  im 
sogenannten  Kozie  Legi -Tal.  Die  Erosionsspuren  der  Gletscher  sind 
durchaus  undeutlich,  eher  kann  man  von  Akkumulationserscheinungen 
sprechen.  Jedenfalls  muß  man  die  Kare  als  die  durch  den  Gletscher, 
das  Gletscherwasser  und  das  postglaziale  Wasser  modifizierten  Tal- 
trichter ansehen. 

Stufenweise  fallen  die  Kare  ab  oder  endigen  mit  einer  bedeu- 
tenderen  Karststufe.    Einige  Stufen,   die   aufeinanderfolgen,   ergeben 


[11 1  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  221 

eine  Treppe.  Felsriegel  sind  in  der  Czarnohora  sehr  selten.  Ueberdies 
ist  deren  Höhe  nie  bedeutend,  ihre  Vernichtung  durch  das  Wasser 
ist  immer  beträchtlich.  Die  Stufen  dagegen  erreichen  die  Höhe  von 
einigen  bis  einigen  hundert  Metern.  Gewöhnlich  werden  sie  durch 
Bäche  von  einigen  Metern  durchschnitten,  welche  in  kleinen  Wasser- 
fällen abwärts  stürzen. 

Die  Entstehung  der  Stufen  fand  noch  vor  der  Vergletscherung 
eine  Prädisposition  in  der  verschiedenen  Härte  des  Bodengrundes. 
Hier  stellen  die  Sandsteinarten  verschiedene  Widerstände  gegen  die 
Zerstörung  durch  das  Wasser  dar,  dort  ermöglichen  Schiefereinlagen 
größere  Einschnitte.  Das  Uebergewicht  der  Schiefer  wurde  besonders 
nach  unten  die  Ursache  hoher  Stufen,  welche  die  oberen  Kare  ab- 
schlössen. Mit  solchen  Stufen  fallen  ab  und  endigen  sogar  die  trichter- 
förmigen Rinnen,  insofern  sie  in  eine  mit  den  Karen  gemeinsame 
Talerweiterung  einmünden.  Die  präglaziale  Existenz  der  Stufen,  mit 
denen  die  Kare  enden  und  die  man  Hauptstufen  bezeichnen  darf, 
findet  die  beste  Bekräftigung  in  der  Tatsache,  daß  der  Trogrand 
der  Kare  bei  der  Ausmündung  sich  verliert  und  man  sie  in  der 
tieferen  Erweiterung  nicht  vorfindet.  Insofern  sie  dagegen  in  den 
„Toren"  auftritt,  so  nur  in  sehr  verschiedenen  und  unbestimmbaren 
Höhenlagen.  Jedenfalls  sieht  man  sie  viel  tiefer  in  Uebereinstimmung 
mit  dem  Talboden,  aber  nicht  übereinstimmend  mit  Trogrand  im  Kare. 
Es  läßt  sich  jedoch  nicht  in  Abrede  stellen,  daß  die  Gletscher  die 
Stufen  beeinflußten,  indem  sie  diese  ein  wenig  modifizierten,  sei  es 
durch  eigene  Erosion,  sei  es  durch  Wasser,  das  von  der  Stirn  der 
Gletscher  in  der  Phase  abfloß,  wo  diese  sich  zurückzogen. 

In  der  Czarnohora  und  den  angrenzenden  Flyschkarpathen  Mo- 
ränen zu  unterscheiden  und  festzustellen,  ist  überhaupt  sehr  schwierig. 
Hierauf  hat  schon  Romer  (26)  aufmerksam  gemacht,  indem  er  das 
Moment  nachdrücklich  betonte,  daß  bei  deren  Feststellung  die  petro- 
graphische  Zusammensetzung  als  Merkmal  fortfällt.  Außerdem  ist  das 
Moränenmaterial  äußerst  gering  und  wenig  dauerhaft,  zumal  es  sich 
am  Sandsteinkonglomerate  handelt.  Als  Grundmoränen  müssen  Tou- 
lager  mit  in  ihnen  steckenden  größeren  oder  kleineren  Blöcken  gelten, 
und  sollten  es  nur  kleine  Splitter  sein.  Aehnlichen  Bildungen  be- 
gegnen wir  im  westlichen  Nebenarm  des  Pruth,  im  östlichen  Pozy- 
zewskibach  und  in  den  sogenannten  Kozie  Legi ;  sie  sind  jedoch  nicht 
typisch  und  keinem  Zweifel  unterliegend.  Seitenmoränen  sind  nur 
hier  und  dort  besser  entwickelt,  zum  Beispiel  am  Pruth,  im  Gadzyna- 
und  Dzembroniatal.  Ebenso  treten  die  Endmoränen  nur  selten  in  der 
Gestalt  von  hübsch  geschweiften  Querwällen  auf,  wie  zum  Beispiel 
im  Gadzyna.  Das  vom  Ende  der  Gletscher  abfließende  Wasser  hat  sie 
nämlich  zerwühlt,  indem  es  zahlreiche  Einbuchtungen  und  Depressionen 
verursachte.  Die  untere  Höhenlage  der  Endmoränen  schwankt  zwischen 
1050  m  bis  1200  m.  Sie  liegt  demnach  unterhalb  der  Waldgrenze. 
Doch  reicht  bis  in  diese  Höhe  hinein  die  obere  Grenze  der  Buche 
und  Tanne ;  diese  Bäume  trifft  man  neben  der  Kiefer  auf  der  End- 
moräne an.  Man  könnte  demnach  jene  Linie  mit  der  Eisperiode  in 
den  Karpathen  im  Verbindung  bringen,  was  ihr  keineswegs  deren 
klimatische  heutige  Bedeutung  abspricht. 

29* 


222  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [12] 

Das  Material,  aus  welchem  die  Moränen  bestehen,  ist  durchweg 
Magurasandstein.  Er  tritt  in  großen  Blöcken  auf,  mit  abgeschlagenen 
Kanten  und  sehr  alter  Abrißfläche.  Besser  behauene  Felsen  sind 
selten. 

Fluvioglaziale  Bildungen  lassen  sich  nicht  präzis  feststellen. 
Das  akkumulierte  Material  der  fließenden  Gewässer  in  der  Eiszeit 
und  in  der  Gegenwart  ist  fast  identisch.  Die  Bestimmung  einer 
Scheidegrenze  zwischen  beiden  ist  infolge  der  Einheitlichkeit  des 
Materials  in  hohem  Maße  erschwert. 

Auffallen  muß  dagegen  einem  Jeden  das  tiefe  Sicheinschneiden 
der  Bäche  in  die  Moränen  und  in  den  ehemaligen  Gletscherboden. 
Die  Tiefe  der  Einschnitte  in  den  Endmoränen  schwankt  zwischen 
30  m  bis  50  m,  dagegen  in  den  ehemaligen  Böden  10  m  bis  30  m. 
Die  Terrassen,  welche  durch  die  Einschnitte  entstanden,  halten  die 
Geologen  mit  Recht  für  Diluvialterrassen.  Demnach  rühren  alle  höher 
gelegenen  Terrassen  und  Gerolle  aus  der  vordiluvialen  Zeit  her.  Die 
Endmoräne  liegt  gewöhnlich  zu  hoch  im  Verhältnis  zu  den  Terrassen, 
die  sich  tiefer  entwickelten.  Ich  nehme  an,  daß  die  gesteigerte  Kraft 
der  Bäche,  welche  von  der  Stirn  der  Gletscher  herabflossen,  eine 
Vertiefung  des  Tales  unterhalb  der  Endmoräne  verursachte,  um  so  mehr, 
da  diese  Tätigkeit  sich  vorwiegend  in  Schiefern  abspielte.  Spuren 
intensiver  Wasserwirkung  kann  man  —  worauf  Romer  zuerst  auf- 
merksam machte  —  an  den  Blöcken  erkennen,  welche  noch  tief  im 
Tal  am  Grunde  oder  an  den  Abhängen  zerstreut  liegen. 

Die  Seen  und  Moräste  haben  seit  jeher  die  Forscher  inter- 
essiert. Haquet  erwähnt  (1794)  einen  See  auf  dem  „Ruski-Rücken", 
was  Siegmeth  auf  einen  der  Czarnororaseen  bezieht.  Derselbe 
Autor  befaßt  sich  kurz  mit  den  Seen  auf  ungarischer  Seite.  Vor  ihm 
jedoch  beschrieb  Wajgel  bis  ins  einzelne  die  Seen  auf  polnischer 
Seite,  indem  er  sie  als  Folge  und  Beweis  für  die  Vergletscherung  hin- 
stellte. Schließlich  spricht  Zapalowicz  (15)  von  Seen  und  Morästen, 
indem  er  nachdrücklich  hervorhebt,  daß  sie  in  allmählichem  Schwinden 
durch  Austrocknung  sowie  Zuwachsen  durch  Torf  begriffen  sind.  Es 
existierten  demnach  viel  mehr  kleine  Seen,  wovon  die  oft  vorgefun- 
denen morastigen  Bodengründe  in  den  Karen  zeugen.  Gesondert  be- 
trachten muß  man  jedoch  die  Wasserlachen,  die  man  nach  der  Schnee- 
schmelze oder  in  Vertiefungen  im  Kamm,  oder  auch  in  kleinen 
Zirkusmulden  beobachten  kann. 

Die  am  meisten  typischen  kleinen  Seen,  wie  die  sogenannten 
Niesamowite,  oder  unterhalb  des  Gutin  Tomnatyk,  oder  im  ersten 
Zirkus  des  Keweletals  befindlich,  sind  seicht  mit  einem  Grund,  der 
mit  Blöcken  bedeckt  ist.  Nirgends  ist  eine  Spur  davon,  daß  eine 
Mulde  im  felsigen  Untergrunde  ausgehöhlt  wurde,  also  ein  Felsbecken 
darstellt.  Im  Gegenteil,  die  Lage  am  oberen  Ende  des  Zirkus  und  die 
Abdämmung  durch  einen  verhältnismäßig  niedrigen,  aus  Blöcken  be- 
stehenden Wall  sprechen  dafür,  daß  diese  Seen  ihre  Entstehung  nicht 
der  Erosion,  sondern  der  Akkumulation  verdanken. 

Die  Schneegrenze  lag  an  den  Nordostabhängen  der  Czarnohora 
in  der  Höhe  von  1450 — 1528  m.  Jedenfalls  war  sie  in  der  Mitte 
der  Kette  höher  als  an  ihren  West-  und  Ostenden.  Diese  Ergebnisse 


[13]  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  223 

stimmen  mit  den  Romers(26)  übereiu,  welcher  für  den  Swidowiec, 
1450 — 1475m,  und  des  Sawicki  (33,  34),  welcher  für  die  Marma- 
roser  Karpathen  die  Schneegrenze  auf  1400— 1500  m,  für  die  Rodnaer 
Alpen  auf  1500  m,  für  das  Bihargebirge  1600  m  annimmt.  Erwähnens- 
wert ist  es,  daß  de  Martonne  (28)  für  die  um  3°  südlicher  gele- 
genen Transsylvanischen  Alpen  1900  m  als  Schneegrenze  angibt.  Ver- 
gleichsweise bemerke  ich,  daß  nach  Pen ck  und  Brückner  (30)  die 
Schneegrenze  an  den  Nordabhängen  der  Alpen  in  der  Höhe  von 
1000 — 1200m,  nach  Richter  (20)  in  den  am  meisten  nach  Osten 
gelegenen  Teilen  der  Alpen  in  der  Höhe  von  1600— 1800  m  lag. 

Meine  Ergebnisse  stimmen  jedoch  mit  den  Annahmen  des 
Bartsch  und  Zapalowicz  nicht  überein.  Part  seh  (9,  25)  nahm, 
indem  er  sich  auf  die  Sache  nicht  erschöpfenden  Beobachtungen  von 
Paul,  Tietze  und  Lehmanns  (16)  stützte,  eine  größere  Herab- 
setzung der  Höhe  der  Schneegrenze  im  ozeanischen  Westen  als  im 
kontinentalen  Osten  an. 

Im  Gegensatze  zu  Partsch  vertritt  Zapalowicz  gerade  die 
entgegengesetzte  Ansicht,  und  zwar,  daß  die  Schneegrenze  in  den 
Ostkarpathen  sogar  tiefer  gelegen  sei  als  in  den  Alpen.  Zuerst  trat 
Zapalowicz  im  Jahre  1909  mit  der  Behauptung  hervor,  daß  die 
Gletscher  in  der  Höhe  von  1450 — 1600  m  begonnen  hätten.  Im  Jahre 

1912  dagegen  (36),  in  dem  er  sich  auf  einen  Diluvialflorafund  in  Frek 
(Transsylvanische  Alpen)  in  der  Höhe  von  400  m  stützte,  berechnete 
er  für  die  Nordseite  der  Czarnohora  die  Höhe  der  Schneegrenze  auf 
870  m.  Diese  Berechnung  kann  jedoch  nicht  verpflichtend  sein,  solange 
1.  in  betreff  des  genannten  Fundes  noch, Zweifel  bestehen  (vgl.  Pax 
18,  29),  2.  solange  man  nicht  mehr  dergleichen  Entdeckungen  macht, 
3.  solange  man  auf  der  Czarnohora  nicht  eine  so  tiefliegende  Grenze 
für  die  Diluvialflora  vorfindet.  Anscheinend  hat  Zapalowicz  selbst 
kein  allzu  großes  Vertrauen  zu  obiger  Ziffer  gehabt,  wenn  er  im  Jahre 

1913  (37),  auf  etwas  anderen  Voraussetzungen  fußend,  die  Höhe  der 
Schneegrenze  für  die  Ostkarpathen  in  der  ersten  Gletscherperiode  auf 
1040  m,  in  der  zweiten  auf  1210 — 1382  m  ansetzt.  Die  Wahrschein- 
lichkeit jener  Ziffern  steht  natürlich  im  geraden  Verhältnis  zu  der 
Glaubwürdigkeit  jener  Prämissen.  Wenn  es  sich  um  die  Czarnohora 
handelt,  so  hat  der  Autor  für  die  Nordseite  keine  konkreten  Tat- 
sachen beigebracht,  für  die  Südseite  führt  er  einen  riesigen  Block 
im  Sandstein  an,  in  den  Alluvien  der  Weißen  Theiß  in  Bogdan  (550  m) 
versteckt  vorgefunden,  als  Beweis  für  die  Existenz  eines  24  km 
langen  Gletschers  im  Theißtal  und  für  die  tiefe  Lage  der  Schneegrenze. 
Ich  muß  gestehen,  daß  ich  in  Bezugnahme  auf  jene  Tatsache  in 
keiner  Weise  mich  entschließen  könnte,  auf  jenen  vereinzelten  Fund 
hin  eine  so  weitgehende  Folgerung  zu  ziehen. 

Die  Länge  der  Czarnohoragletscher  betrug  2 — 6*5  km  (auf  dem 
Swidowiec  1*5 — 2-5  km,  in  den  Rodnaer  Alpen  15 — 7*5  km,  in  den 
Transsylvanischen  Alpen  5 — 6  km).  Nicht  zu  vergleichen  mit  den  gewal- 
tigen Gletscherströmen  in  den  Alpen,  welche  in  der  Eiszeit  sich  bis 
hinter  die  Alpenränder  erstreckten !  Man  kann  jedoch  nicht  mit  Still- 
schweigen die  Tatsache  übergehen,  daß  seit  den  Zeiten  Jacks  und 
Hörn  es  aus  der  einschlägigen  Literatur  der  Gedanke  nicht  schwindet, 


224  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [14] 

daß  lange  und  große  Gletscher  die  Ost-Karpathentäler  ausfüllten. 
Der  Hauptvertreter  dieser  Anschauung  ist  Zapalowicz,  welcher 
seit  1886  erklärt,  daß  Gletscher  in  den  tieferen  Teilen  der  Haupt- 
täler existierten  und  demnach  lang  sein  mußten.  Mit  den  schottischen 
Autoren  und  mit  Zapalowicz  polemisierte  Tietze  in  den  Jahren 
1878  (4)  und  1886  (13),  indem  er  deren  Erwähnungen  von  langen 
Gletschern  in  Zweifel  zog.  Ebensowenig  bestätigten  die  Annahmen  der 
genannten  Autoren  die  Studien  Romers,  de  Martonnes  und 
Sawickis.  Trotzdem  verharrt  Zapalowicz  bis  zuletzt  auf  seinem 
Standpunkt  und  nimmt  in  seiner  neuesten  Arbeit  vom  Jahre  1913, 
welche  von  der  Eiszeit  in  den  Pokutisch-Marmaroser  Karpathen 
und  in  Patagonien  handelt,  die  Länge  der  Gletscher  auf  19 — 92  km 
an.  Wenn  uns  jedoch  die  Art  der  Beweisführung  für  das  Vorhanden- 
sein langer  Gletscher  in  der  Czarnohora  nicht  befriedigen  kann,  so 
haben  wir  um  so  mehr  das  Recht  zu  verlangen,  daß  mehr  und  ein- 
wandfreie Belege  beigebracht  werden.  Um  so  mehr,  da  es  für  sicher 
gilt,  daß  in  der  Zeit,  wo  die  Täler  der  Czarnohoragruppe  mit  so 
langen  Gletschern  gefüllt  waren,  die  Gorganen  und  Bieszczaden  un- 
gleich stark  vergletschert  gewesen  sein  müssen.  Indessen  gelang 
niemandem  der  Beweis  hierfür  für  die  polnische  Gebirgsseite.  Die 
Bemerkungen  Lomnickis  J.  (23)  und  Szajnochas  (21)  über 
Gletscherspuren  am  Karpathenrand  sind  nämlich  entweder  nicht  über- 
zeugend oder  stießen  auf  kritische  Abweisung  (vgl.  Zuber  22). 

Daß  die  Vergletscherung  in  den  Ostkarpathen  mehrmals  auftrat, 
versuchte  zuerst  Romer  (24,  26)  zu  beweisen,  indem  er  aus  solchen 
morphologischen  Merkmalen,  wie  es  Kare  und  Leisten  sind,  auf  das 
Vorhandensein  zweier  Eisperioden  auf  dem  Swidowiec  schloß.  Bald 
darauf  behauptet  G^siorowski,  indem  er  seine  Annahme  auf  dem 
Vorhandensein  doppelter  Kare  auf  der  Czarnohora  stützt,  daß  diese 
Gebirgsgruppe  zweimal  die  Vereisung  durchmachte.  De  Martonne 
überzeugten  doppelte  Moränen  und  Interglazialbildungen  von  zwei 
Eisperioden  in  den  Transsylvanischen  Alpen.  Sawicki  (34)  jedoch 
spricht  auf  Grund  der  Kare  nur  von  einer  maximalen  Vergletscherung 
in  den  Rodnaer  Alpen  und  in  den  Marmaroser  Karpathen  und  von 
zwei  Phasen  beim  Sichzurückziehen  der  Gletscher.  Diese  Anschauung 
teilt  auch  Zapalowicz  im  Jahre  1912  und  entwickelt  sie  in  der 
Weise,  indem  er  annimmt,  daß  in  der  I.  Phase  (der  maximalen 
Entwicklung)  die  Gletscher  sehr  lief  bis  an  den  Fuß  der  Berge  (400  m) 
hinabstiegen,  in  der  II.  Phase  bis  677 — 770  m,  in  der  III.  Phase  bis 
1480 — 1530  m.  Doch  schon  im  Jahre  1913  änderte  der  Autor  seine 
Ansichten,  indem  er  eine  mehrfache  Vergletscherung  der  Ostkarpathen 
annahm  und  seine  neue  Anschauung  folgendermaßen  kristallisierte. 
Es  bestanden  zwei  Eiszeiten  getrennt  durch  die  interglaziale  oder 
pluviofluviatile  Periode.  Während  der  ersten  Eiszeit  reichten  die 
Gletscher  bis  an  den  Karpathenrand  (310 — 340  m)  und  waren  bis 
90 Arm  lang;  während  der  zweiten  viel  kürzeren  reichten  sie  bis  zu 
665 — 790  m  und  waren  nicht  so  weitläufig  (19 — 24  km).  Aus  dieser 
Eiszeit  soll  der  Gletscher  der  Weißen  Theiß  herrühren  mit  seiner 
Endmoräne  beim  Bogdan.  Die  Gletscher  des  Pruth  und  Czeremosz 
sind  noch  nicht  entdeckt  und  erforscht  worden. 


[15]  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  225 

Wenn  ferner  es  auch  mir  nicht  gelang,  auf  der  Nordseite  der 
Czarnohora  so  ausgedehnte  Gletscherspuren  zu  finden,  trotzdem  ich 
das  ganze  Czeremosztal  durchwanderte,  so  kann  ich  um  so  weniger 
den  kühnen  Behauptungen  Zapalowicz  Glauben  schenken  und  will 
lieber  auf  bescheidenem,  doch  dafür  sicherem  Boden  eigener  Unter- 
suchungen bleiben,  aus  denen  hervorgeht: 

Daß  in  einem  gewissen  Maximalstadium  der  Entwicklung  die 
Gletscher  ziemlich  tief  in  die  Täler  hinabstiegen  und  dort  längere 
Zeit  verblieben.  Nach  jenem  Maximum  zogen  sich  die  Gletscher 
schnell  und  ohne  Unterbrechung  aufwärts  zurück  bis  zur  Höhe  von 
1400  m.  Seitdem  schwanden  sie,  öfters  Halt  machend,  wovon  die 
Obrutionserscheinungen  zeigten.  Am  längsten  erhielten  sie  sich 
zweifellos  in  den  oberen  Karen.  Immerhin  schließe  ich  aus  den 
schwach  angedeuteten  Erosionsformen,  daß  die  Eisperiode  kurz 
dauerte  und  unsere  Berge  nur  wenig  veränderte  und  das  nur  in  den 
höchsten  Teilen.  Die  kurzen  Gletscher  jedoch  hinterließen  ziemlich 
ausgedehnte  Endmoränenfelder.  Es  scheint  mir  also  sehr  wahrschein- 
lich zu  sein,  daß  wir,  wenn  die  Ostkarpathen  einstmals  mit  solchen 
Riesengletschern  bedeckt  gewesen  wären,  von  denen  man  spricht, 
dann  allen  Grund  hätten,  schöne  U-Täler  und  Kare  sogar  auf  niedrigen 
Bergen  erhoffen  zu  dürfen,  schließlich  auch  nicht  weniger  mächtige 
Moränenablageruugen,  wie  man  sie  im  Umkreis  der  Alpen  zu  sehen 
bekommt.  Dies  wären  gleichfalls  unzweifelhafte  Argumente,  welche 
für  allgemeine  Vergletscherung  der  Ostkarpathen  sprächen. 


Verzeichnis  der  wichtigsten  Literatur  über  die 
Vergletscherung  der  Czarnohora. 

1876. 

1.  Paul,  K.  M.  und  Tietze,  E.:  Bericht  über  die  bisher  in  diesem  Sommer 
ausgeführten  Untersuchungen  in  den  Karpathen.  Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A. 
Wien.  S.  296. 

1877. 

2.  Paul,  K.  M.  und  Tietze,  E.:  Studien  in  der  Sandsteinzone  der  Karpathen. 
Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien.  S.  33—130. 

3.  Jack,  R.  L.  und  Hörne,  J.:  Glacial  Drift  in  the  North-Eastern  Carpathians. 
The  Quarterly  Journal  of  the  Geol.  Society.  London.  S.  673—681. 

1878. 

4.  Tietze,  E. :  Ueber  das  Vorkommen  von  Eiszeitspuren  in  den  Ostkarpathen. 
Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien.  S.  142-146. 

1879. 

5.  tomnicki,  M.  :  Dolina  Prutu  od  Delatyna  do  Czarnohory  pod  wzgl§dem 
geologicznym.  (Das  Pruthtal  von  üelatyn  zur  Czarnohora  geologisch  betrachtet.) 
Pamigtnik  Towarzystwa  Tatrzanskiego.  Krakau.  S.  76—97. 


226  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [16] 

1880. 

6.  Wajgel,  L. :  0  Burkueie  i  jeziorach  czarnohorskich.  (Burkuth  und  die  Seen 
auf  der  Czarnohora.)  Pamietnik  Towarzystwa  Tatrzaöskiego.  Krakau.  S.  60—71. 

1881. 

7.  Zapalowicz,  H.:  Z  Czarnohory  do  Alp  Rodneriskich.  (Von  Czarnohora  zu 
den  Rodnaer  Alpen.)  Pamigtnik  Towarzystwa  Tatrzaiiskiegs.  Krakau.  S.  74—85. 

1882. 

8.  Siegmeth,  K.:  Reiseskizzen  aus  der  Marmaros.  II.  Teil.  Jahrb.  d.  ung. 
Karpathenvereines.  S.  65—94. 

9.- Part  seh,  J. :  Die  Gletscher  der  Vorzeit  in  den  Karpathen  und  den  Mittel- 
gebirgen Deutschlands  nach  fremden  und  eigenen  Beobachtungen.  Breslau. 
S.  1-198. 

1884. 

10.  Zuber,  R. :  Studya  geologiczne  we  wschodnich  Karpatach.  (Geologische 
Studien  in  den  Ostkarpatben.)  Kosmos.  Lemberg.  Teil  III. 

1885. 

11.  Wajgel,  L. :  Poglad  na  rzezby  Czarnohory.  (Blick  in  das  Relief  der  Czarno- 
hora.) Pamietnik  Towarzystwa  Tatrzanskiego.  Krakau    S.  57  —  75 

1886. 

12.  Zapalo  wiez,  H. :  Eine  geologische  Skizze  des  östlichen  Teiles  der  Pokutisch- 
Marmaroser  Grenzkarpathen.   Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.    Wien.   S.  361 — 591 

13.  Tietze,  E.:  Beiträge  zur  Geologie  von  Galizien.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A. 
Wien.  S.  681-698. 

1888. 

14.  Zuber,  R. :  Atlas  geologiczny  Galicyi  Tekst  do  zeszytu  II.)  (Der  geologische 
Atlas  Galiziens.  Heft  IL)  Krakau.  S.  1-110. 

1889. 

15.  Zapalo  wiez,  H. :  Roslinna  szata  gor  Pokucko-marmaroskich.  (Pflanzenkled. 
des  Pokutisch-Marmaroser  Gebirges.)  Sprawozdanie  Komisyi  fizyograficznej. 
Krakau.  S.  1-389. 

1891. 

16.  Lehmann,  I\:  Der  ehemalige  Gletscher  des  Lalatales  im  Rodnaer  Gebirge. 
Petermanns  Mitt.  Gotha.  S.  98—99. 

1893. 

17.  Poeewilz,  Th.:  Erläuterungen  zur  geologischen  Spezialkarte  der  Länder 
der  ungarischen  Krone.  Umgebung  von  Körösmezö  und  Bogdan.  K.  ung. 
geol.  R.-A.  Budapest.  S.  1—18. 

1898. 

18.  Pax,  F.:  Grundzüge  der  Pllanzenverbreitung  in  den  Karpathen.  Vegetation 
der  Erde.  Bd.  I.  Leipzig. 


[  1  7]  Die  Eiszeit  in  der  Czarnohora.  227 

1900. 

19.  Czirbusz,  G. :  Die  Probleme  der  Ho  wer]  a.  Jahrb.  d  ung.  Karpathenvereine8. 
S.  140-141. 

20.  Richter.  E.:  Geomorphologische  Untersuchungen  in  den  Hochalpen.  Krgh, 
Petermanns  Mitt    Gotha.  S.  1  —  103. 

1901. 

21.  Szajnocha,  \V. :  Klady  lodowca  pod  Truskawcem.  (Gletscherspuren  bei 
Truskawiec  )  Komos.  S.  142—147. 

22.  Zuber,  R. :  Kilka  slow  o  rzekomyoh  sladach  lodowca  dyluwialnego  pod 
Truskawcem.  (Einige  Wort.'  über  die  scheinbaren  Gletscherspuren  bei  Trus- 
kawiec.) Kosmos    Lemberg.  S.  251 — 250. 

23.  Lotlinie  ki,  J. :  Slad  lodnika  karpackiego  u  brzegu  Karpat.  (Gletscherspuren 

am  Rande  der  Karpatben.)  Kosmos.  Lemberg.  S.  311. 

1904. 

24.  Romer,  E. :  Kilka  wycieczek  w  zrödliska  Bystrzycy,  Lomnicy  i  Cisy  Czarnej, 
i  Einige  Ausflüge  in  die  Quellgebiete  der  Bystrzyca,  Lomnica  und  der  Schwarzen 
Theiß.)  Kosmos.  Lemberg.  S.  49(1—497. 

25.  Partsch,  J. :  Die  Eiszeit  in  den  Gebirgen  Europas  zwischen  dem  nordischen 
und  alpinen  Eisgebiet.  Geograph.  Zeitschr.  Leipzig.  S.  057 — 6G5. 

1906. 

26.  Rom  er,  E. :  Epoka  lodowa  na  Swidowcu.  (Die  Eiszeit  im  Swidowiecgebirge, 
Ostkarpathen  )    Rozprawy  Akademii  Umijetnosci.  Krakau.  S.  1 — 71. 

27.  Gasiorowski,  H.:  Slady  glaeyalne  na  Czarnohorze.  (Sur  les  anciennes 
glaciers  de  C/.arnohora,  Karpathes  Orientales.)  Kosmos.  Lemberg.  S.  148  —  168. 

1906-1907. 

28.  Martonne,  E.  de:  Recherches  sur  l'evolution  morphologique  des  Alpes  de 
Trnnsylvanie.  (Karpates  Meridionales )  Revue  de  Geographie.  Paris.  S.  1—279. 

1908. 
29    Pax,  F.:    Grundzüge   der  Pflanzenverbreitung  in  den  Karpathen.   Vegetation 
der  Erde.  Bd.  II.  Leipzig. 

1909. 

30.  Penck,  A.  und  Brückner,  A.:  Die  Alpen  im  Eiszeitalter.  Leipzig.  1.  — 3.  Bd. 
S.  1-1199. 

31.  Sawicki,  L. :  0  mlodszych  ruchach  görotworczych  w  Karpatach.  (Die  jüngeren 
Krustenbewegungen  in  den  Karpathen.)  Kosmos.  Lemberg.  S.  361  —  400 

32.  Rom  er,  E.:  Pröba  morfometrycznej  analizy  grzbietöw  Karpat  wschodnich. 
(Morphometrische  Studien  über  die  ostkarpathischen  Gebirgsformen.)  Kosmos. 
Lemberg.  S.  678—693. 

33  Sawicki,  L. :  Zur  Frage  der  Vergletscherung  des  Bihargebirges.  Foldrajzi 
Kü/.lemenyek.  Budapest.  S.  316  —  325. 

1911. 
34.  Sawicki,    L. :    Die    glazialen    Züge    der    Rodnaer    Alpen    und    Marmaroser 
Karpathen.  Mitt.  d.  k.  k.  Geograph.  Ges.  in  Wien.  S.  510—571. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Rcichaanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (St.  Pawlowski.)         30 


228  Dr.  Stanislaw  Pawlowski.  [18] 

1912. 
35.  Zapaiowicz,   H. :    Ze  strefy  roslinnosci  karpackiej.  Vll.   (Recherches   dans 

la  zone  de  la  flore  carpathienne )  Kosmos.  Leinberg.  S.  495-524. 
3G.  Zapalowicz,    H.:    Okres    lodowy  w    Karpatach    Pokucko  -  Marmaroskich. 
(L'öpoque  glaciaire  dans  les  Carpatbes  Pokuto-Marmarosienes.)  Kosmos.  Lem- 
beig. S    579-654. 

1913. 

37.  Zapalowicz,  H. :  Dyluwialno-lodowy  okres  w  Karpatach  Pokucko-Marma- 
roskich  i  w  Patagonii.  (L'epoque  diluvio-glaciaire  dans  les  Carpathes  Pokulo- 
Marmarosienes  et  dans  la  Patagonie.)  Kosmos.  Lemberg.  S.  643—710. 

1915. 

38.  Goldschlag,  M. :  Ueber  das  Auftreten  eines  Eruptivgesteines  in  der  Polo 
nina  Rohonieska  in  den  Czarnohora-Karpathen.  Zentralblatt  für  Min.,  Geol. 
und  Pal.  Stuttgart.  S.  395—397. 

39.  Pawlowski,  St.:  Ze  studyöw  nad  zlodowaceniem  Czarnohory.  (Aus  den 
glaziologisclien  Studien  in  der  Czarnohora.)  Prace  Towarzystwa  Naukowego 
Warszamskiego.  Warschau.  S.   1—61. 


Der  Bau  der  Inseln  Mezzo  (Lopud)  und  Cala- 
motta  (Kolocep)  sowie  des  Scoglio  S.  Andrea 

bei  Ragusa. 

Von  Gejza  von  ßukowski. 

Mit  einer  geologischen  Detailkarte  (Taf.  Nr.  II)  in  Farbendruck. 

Unter  den  von  mir  im  Rahmen  des  Blattes  Ragusa  bisher  unter- 
suchten Gebieten  wurde  die  genaueste  Durchforschung  den  Inseln 
Calamotta,  Mezzo  und  Giuppana  zuteil.  Ein  längerer  Aufenthalt  auf 
diesen  Inseln  im  Herbst  des  Jahres  1913  führte  zu  einer  detail- 
lierten geologischen  Kartierung  derselben,  die,  was  Genauigkeit  an- 
belangt, jener  der  südlichsten  Spitze  Dalmatiens  nicht  nur  nicht  nach- 
steht, sondern  sie  sogar  bedeutend  übertrifft.  Da  nun  die  Publikation 
des  Ragusauer  geologischen  Kartenblattes  kaum  in  dem  großen  Maß- 
stabe 1 :  25.000  erfolgen  dürfte,  so  glaube  ich,  daß  es  nicht  unwill- 
kommen sein  wird,  wenn  ich  hier  gesondert  wenigstens  von  den  Inseln 
Calamotta  und  Mezzo  sowie  dem  Scoglio  San  Andrea  ein  kartogra- 
phisches Bild  des  Aufbaues  in  dem  Maßstabe  1 :  25.000  zur  Veröffent- 
lichung bringe. 

Das  Gerüst  der  drei  letztgenannten  Eilande  bilden  Kalke  und 
Dolomite  der  oberen  Kreide.  Von  jüngeren  Sedimenten,  die  dann 
darüber  streckenweise  als  deckender  Mantel  auftreten  und  die  sämt- 
lich kontinentalen  Ursprungs  sind,  spielen  nur  pleistocäne  Flugsande 
eine  größere  Rolle,  während  die  Terra  rossa  eine  verhältnismäßig 
sehr  geringe  Verbreitung  und  dabei  eine  schwache  Entwicklung  zeigt. 
Konglomeratische  Kluftausfüllungen  endlich,  über  deren  Alter  wir 
übrigens  sichere  Angaben  zu  machen  vorderhand  noch  nicht  in  der 
Lage  sind,  besitzen  eine  ganz  untergeordnete  Bedeutung. 

In  den  oberkretazischen  Ablagerungen  konnten  sechs  verschiedene 
Gesteinszonen  ausgeschieden  werden.  Davon  entfallen  fünf  auf  die 
Inseln  Mezzo  und  Calamotta  und  diese  stellen  eine  stratigraphisch 
ununterbrochene  Schichtenreihe  dar.  Eine  Gesteinszone  bleibt  dagegen 
auf  den  Scoglio  San  Andrea  (Donzella)  beschränkt.  Sie  ist,  da  hier 
im  ganzen  eine  einzige  Schuppe,  und  zwar  nur  ein  Faltenflügel  inner- 
halb derselben  vorzuliegen  scheint,  nach  der  weit  gegen  Südwest  vor- 
geschobenen Lage  des  Scoglio  San  Andrea  zu  urteilen,  schon  als  ein 

Jahrbuch  d.  k.  k.  gcol.  Reichaanstalt,  1917,  e7.  Band,  2.  Heft.  (G.  v.  Bukowski.)       30* 


230  Gejza  von  Bukowski.  I  2] 

von  den  anderen  ziemlich  entferntes,  viel  älteres  Glied  der  Serie  zu 
betrachten.  Endlich  sei  noch  erwähut,  daß  die  gegenüberliegende 
Festlandsküste  jenseits  des  Calamotta  -  Kanals  bereits  dem  Alttertiär 
angehört  und  zunächst  teils  durch  Alve,olinenkalk,  teils  durch  Nuui- 
mulitenkalk  gebildet  wird. 

Mit  besonderem  Nachdruck  muß  sodann  betont  werden,  daß 
für  die  Unterscheidung  der  in  Rede  stehenden  Zonen  lediglich  der 
lithologische  Charakter  ausschlaggebend  war,  daß  es  sich  hier  also 
um  eine  Gliederung  handelt,  die  nicht  im  geringsten  auf  irgendwelchen 
paläontologischen  Kennzeichen  basiert.  Versteinerungen  gelangten 
nur  an  wenigen  Punkten  in  den  Kalken  zur  Beobachtung  und  immer 
sind  es  bloß  Auswitterungen  oder  Bruchstücke  von  Rudisten  gewesen, 
die  sich  für  eine  nähere  Bestimmung  als  völlig  ungeeignet  erwiesen 
haben.  Der  gänzliche  Mangel  an  besser  erhaltenen  Fossilien  hindert 
uns  denn  auch,  selbst  eine  Vermutung  darüber  zu  äußern,  welchem 
Niveau  der  Oberkreide  der  uns  beschäftigende  Schichtenkomplex  zu- 
zurechnen sei. 

Ueber  das  geologische  Streichen  wäre  zu  bemerken,  daß  das- 
selbe trotz  der  kurzen  Distanz  keineswegs  gleichmäßig  erscheint,  in- 
dem es  nicht  überall  die  im  allgemeinen  herrschende  nordwestliche 
Richtung  einhält,  sondern  bis  zu  einem  gewissen  Grade,  wie  das  auch 
in  anderen  Teilen  Süddalmatiens  häufig  der  Fall  ist,  einen  welligen 
Verlauf  nimmt.  Die  auf  San  Andrea  sowie  im  Westen  und  Norden  von 
Mezzo  regelrecht  nach  Südost  streichenden  oberkretazischen  Schichten 
biegen  im  Polugherücken  auf  Mezzo  und  in  dem  die  Fortsetzung 
dieses  Rückens  bildenden  westlichen  Abschnitte  von  Calamotta  all- 
mählich nach  Osten  um,  worauf  dann  bei  Gornje  selo  wieder  eine 
Wendung,  und  zwar  diesmal  eine  etwas  raschere  in  die  frühere  süd- 
östliche Richtung  eintritt,  welche  am  Südende  von  Calamotta  sogar 
in  die  südsüdöstliche  übergeht.  Das  Verflachen  findet  stets  gegen  das 
Gebirge,  also  gegen  Nordost,  Nord  oder  Ostnordost  statt.  Die  Ein- 
fallswinkel schwanken  in  der  Regel  zwischen  30°  und  50°.  Flachere 
Neigungen  kommen  relativ  selten  vor.  Im  großen  ganzen  läßt  sich 
die  Wahrnehmung  machen,  daß  von  Westen  nach  Osten  zu  allmählich, 
aber  durchaus  nicht  regelmäßig  eine  minder  steile  Schichtenstellung 
Platz  greift. 

Der  felsige,  gegen  Südwest  in  schroffen  Wänden  abstürzende 
Scoglio  San  Andrea  oder  Donzella,  dessen  Spitze  ein  großer  Leucht- 
turm krönt,  besteht  aus  hellgrauen,  dichten,  zumeist  dickgebankten 
Kalken  mit  splittrigem  Bruch  und  aus  ebenso  gefärbten  Dolomiten. 
Diese  beiden  Gesteinstypen  sind  hier  gleich  stark  verbreitet  und 
wechseln  miteinander  sehr  rasch,  vielfach  bankweise  ab.  In  den 
Kalken  wurden  außer  einer  Art  von  Serpula,  welche  an  einer  Stelle 
gewisse  Gesteinspartien  geradezu  erfüllt,  an  mehreren  Punkten  sehr 
schlecht  erhaltene  Rudisten  in  großer  Menge  beobachtet. 

Als  tiefstes  Glied  der  zusammenhängenden  Sedimentserie,  aus 
welcher  Mezzo  und  Calamotta  aufgebaut  erscheinen,  wurde  ebenfalls 
eine  Mischzone  von  Kalk  und  Dolomit  ausgeschieden,  doch  bietet 
dieselbe  jener  des  Scoglio  San  Andrea  gegenüber   einen    nicht  leicht 


[3]         Der  Bau  der  Inseln  Mezzo,  Calamotta  und  S.  Andrea  bei  Ragusa.         231 

übersehbaren  Unterschied  dar.  Während  man  nämlich  in  letzterer 
einem  lebhaften  Wechsel  der  beiden  genannten  Gesteinsarten  begegnet, 
haben  wir  es  daselbst,  kurz  gesagt,  mit  grauem,  dickbankigem  Dolomit 
zu  tun,  in  dem  sich  große  Linsen  und  Züge  von  hellgrauem  dichtem 
Kalk,  die  eventuell  auch  abgetrennt  und  auf  der  Karte  als  selbständige 
Schichtenkomplexe  eingetragen  werden  könnten,  eingeschaltet  finden. 
Diese  Zone  nimmt  einen  schmalen,  bloß  in  dem  von  der  Berghöhe 
San  Ferrao  vorspringenden  Sporne  etwas  breiteren  Terrainstreifen 
an  der  südwestlichen  Küste  von  Mezzo  ein.  Ihr  letzter,  kleiner,  aus 
dem  Meer  emportauchender  Ueberrest  gegen  Südost  ist  die  Klippe 
Skupieli  Veliki. 

Nun  folgt  darüber  auf  Mezzo  eine  ziemlich  mächtige  Schichten- 
serie, welche  der  Hauptmasse  nach  wohl  als  eine  rein  kalkige  bezeich- 
net werden  muß.  Sie  reicht  in  ihrer  Breitenausdehnung  im  Norden  bis 
an  die  Bucht  von  Lopud,  im  Süden  bis  an  die  den  Namen  „Valle  Bissou" 
führende  Bay  und  setzt  sich  aus  hellgrauen,  zuweilen  aber  auch 
etwas  dunkler  gefärbten,  dichten  Kalken  mit  splittrigem,  seltener 
muschligem  Bruch  zusammen,  unter  denen  hin  und  wieder  auch  Lagen 
mit  einem  Stich  ins  Rötliche  anzutreffen  sind.  Die  Absonderung  findet 
vorzugsweise  in  dicken  Bänken  statt.  Einige  der  dunkleren  Sorten 
erweisen  sich  als  schwach  bituminös.  Spuren  von  Rudisten  wurden 
vor  allem  am  Küstenrand  entlang  der  Bissonbucht  festgestellt.  Wie 
schon  erwähnt  wurde,  liegt  hier  eine  im  wesentlichen  kalkige  Fazies 
vor.  Nur  im  nordwestlichsten  Teile  macht  sich  an  der  Basis  gegen 
das  ältere  Glied  eine  Beimengung  dolomitischer  Lagen  bemerkbar, 
und  diese  steigert  sich  dann  in  der  Fortsetzung  des  Zuges  nach 
Nordwest  auf  der  Insel  Giuppana  (Sipanj)  so  sehr,  daß  man  dort  nur 
mehr  von  einer  Mischzone  sprechen  kann.  Gegen  Südost  verschwindet 
unsere  Schichtgruppe  in  den  Klippen  Skupieli  mali  geradeso  wie  die 
vorhin  beschriebene  im  Skupieli  Veliki  völlig  unter  dem  Meeresspiegel, 
ohne  in  dem  Umkreise  der  Insel  Calamotta  wieder  über  demselben 
aufzutauchen. 

In  dem  mittleren  Teile  von  Mezzo  samt  dem  größeren  südwest- 
lichen Abschnitte  des  Polugherückens  herrschen  gelblichweiße  oder 
lichtgraue,  sehr  dick  gebankte  Dolomite  ohne  Beimischung  von  Kalk. 
Dieser  rein  dolomitische  Sedimentkomplex  der  Oberkreide,  der  die 
bedeutendste  Mächtigkeit  aufweist,  setzt  sich  weiter  nach  Calamotta 
fort,  wo  auf  denselben  nahezu  die  Hälfte  des  Areals  des  Inselgerüstes 
entfällt.  In  den  niedrigeren  Bergen  und  ihren  mehr  gerundeten  Formen 
prägt  sich  hier,  nebenbei  gesagt,  auch  ein  auffälliger  morphologischer 
Unterschied  aus  gegenüber  den  übrigen  Zonen. 

Das  nächstfolgende,  fünfte  oberkretazische  Glied  wird  ausschließ- 
lich durch  Kalke  gebildet.  Sein  Hauptverbreitungsgebiet  befindet  sich 
auf  der  Insel  Giuppana,  aber  auch  auf  der  Insel  Mezzo  umfaßt  es 
noch  ein  verhältnismäßig  großes  Stück  des  Geländes  an  der  nordöst- 
lichen Küste.  Als  ein  breites  Band  durchzieht  es  sodann  die  Mittel- 
region von  Calamotta  und  läßt  sich  daselbst  nach  kurzer  Unterbrechung 
durch  die  kleine  Bay  von  Gornje  selo  oberflächlich  bis  zur  Punta 
Bulinak  verfolgen,  wo  im  Anschluß  an  die  ältere  Dolomitserie  noch 
ein  ganz  kleiner  Ueberrest  desselben  ansteht. 


232  Gejza  von  Bukowski.  |4 1 

Die  hiehergehörenden  Kalke  haben  das  gleiche  Aussehen  wie  jene 
der  dritten  Unterabteilung  im  San  Fermo-Bergrücken.  Nähere  dies- 
bezügliche Darlegungen  sind  daher  überflüssig.  Eine  flüchtige  Erwäh- 
nung verdient  jedoch  die  mit  dem  petrographischen  Charakter  innig 
zusammenhängende  Erscheinung,  daß  hier  der  orographische  Gegen- 
satz zwischen  der  durch  sanft  gerundete  Bergumrisse  ausgezeichneten 
dolomitischen  Unterlage  und  den  darüber  vielfach  in  sehr  schroffen 
Wänden  aufstrebenden  Kalkbergen  streckenweise  besonders  scharf 
hervortritt.  Es  ist  dies  namentlich  der  Fall  am  Kastellberge  von 
Lopud  und  an  der  kulminierenden  Erhebung  von  Mezzo,  dem  216  m 
hohen  Polaeicaberge. 

Versteinerungen,  und  zwar  durchweg  Rudisten,  konnten  an  vier 
Punkten  konstatiert  werden.  Ueberall  handelt  es  sich  aber  nur  um 
schlechte  Auswitterungen  auf  den  Schichtflächen  bestimmter  Lagen, 
so  an  zwei  Stellen  in  dem  Vororte  San  Michele  von  Lopud,  am  Weg 
gegen  Scoglio  Marnic,  an  einem  Punkte  der  nordöstlichen  Küste  von 
Mezzo  im  Bereiche  der  Abdachung  des  Polacicaberges  gegen  den 
Kanal  von  Calamotta  und  bei  Donje  selo  auf  der  Insel  Calamotta. 

Auf  der  eben  besprochenen  Kalkmasse  ruht  endlich  ein  Sediment- 
komplex, in  welchem  graue  dickgebankte  Dolomite  mit  grauen  dichten 
Kalken  unregelmäßig  alternieren.  Hierbei  zeigt  es  sich,  daß  die  Dolo- 
mite etwas  stärker  als  die  Kalke  entwickelt  sind.  Dieser  Komplex 
bleibt  innerhalb  der  Grenzen  der  vorliegenden  Karte  auf  den  halb- 
inselartig vorspringenden  nördlichsten  Teil  des  Eilandes  Calamotta 
beschränkt,   der  gegen  Nordwest  in  das  Kap  Ratac  ausläuft. 

Das  oberkretazische  Gerüst  der  uns  beschäftigenden  Inseln  dient 
nun,  wie  eingangs  gesagt  wurde,  als  Unterlage  zwei  verschiedenen  ganz 
jungen  kontinentalen  Bildungen,  zunächst  der  Terra  rossa,  welche  nach 
gewissen  aus  der  Lagerung  sich  ergebenden  Anzeichen  zu  schließen, 
schon  im  Pliocän  entstanden  sein  dürfte,  und  dann  äolischen  Saud- 
und  Staubanhäufungen  pleistocänen  Alters.  Im  folgenden  wollen  wir 
die  letztgenannten  Absätze,  da  sie  wegen  ihrer  stärkeren  Verbreitung 
viel  wichtiger  erscheinen  als  die  Roterde,  an  erster  Stelle  ins  Auge 
fassen. 

Gleich  zu  Anfang  sei  erwähnt,  daß  mau  in  den  meisten  Fällen, 
in  denen  die  Auflagerungsgrenze  einigermaßen  entblößt  ist,  die  Flug- 
sande unmittelbar  auf  der  Oberkreide  liegen  sieht.  Nur  an  etlichen 
nicht  gerade  zahlreichen  Punkten  trifft  man  Verhältnisse  an,  die  der 
Ueberzeugung  Raum  schaffen,  daß  da  und  dort  auch  die  Terra  rossa 
die  Basis  bildet. 

Ausgenommen  jene  Gegenden,  in  denen  Umschwemmungen,  von 
welchen  später  noch  die  Rede  sein  wird,  stattgefunden  haben,  treten 
uns  überall  an  den  besagten  Sedimenten  die  für  subaörische  Ablage- 
rungen bezeichnenden  Merkmale  in  deutlichster  Entwicklung  ent- 
gegen. Wir  haben  es  daselbst  mit  braunroten,  tonhaltigen  Sauden  zu 
tun,  die  in  ihrer  ganzen,  mitunter  bis  über  20  m  anwachsenden  Mäch- 
tigkeit nicht  eine  Spur  von  Schichtung  aufweisen.  Die  durch  fließende 
Wässer  erzeugten  engen,  schluchtenartigen  Einrisse  in  solchen  Terrains 
und  die  senkrecht  abstürzenden  Wände  erinnern  lebhaft  an  Lößland- 
schaften.   Und   doch   ist   die   lithologische   Zusammensetzung   so  sehr 


[51  Der  Bau  der  Inseln  Mezzo,  Calamotta  nnd  S.  Andrea  bei  Ragusa.         233 

verschieden  von  jener  des  Lößes,  daß  die  Anwendung  dieser  Bezeich- 
nung hier  durchweg  völlig  ausgeschlossen  erscheint. 

Als  der  wesentliche  Bestandteil  unseres  Sedimenttyps  stellt  sich 
immer  der  Sand  dar,  während  der  beigemischte  braunrote  Tonstaub 
darin  fast  ausnahmslos  eine  mehr  untergeordnete  Rolle  spielt.  Die 
weitaus  überwiegende  Hauptmasse  des  Sandes  besteht  aus  Quarzkör- 
nern,  neben  welchen  übrigens  auch  Körnchen  von  Feldspat  und  von 
Hornstein  ziemlich  häufig  anzutreffen  sind.  Andere  Minerale  kommen 
dagegen  im  Vergleich  zu  den  eben  genannten  stets  nur  in  geringer 
Menge  vor  ').  Besonders  überraschend  wirkt  dabei  die  Tatsache,  daß 
in  keiner  von  den  mitgebrachten  Proben  Kalkkörner  nachgewiesen 
werden  konnten.  Da  die  Untersuchung  überdies  in  allen  Fällen  den 
Mangel  jeglicher  Spur  von  Kalkstaub  ergeben  hat,  so  müssen  wir  an- 
nehmen, daß  die  ungeschichteten,  durch  Wind  zusammengetragenen 
Massen  sowohl  auf  der  Insel  Mezzo  als  auf  Calamotta  überall  oder 
zumindest  auf  den  meisten  Strecken  vollständig  kalkfrei  sind.  Der 
Sand  ist  konstant  nur  mit  reinem  eisenschüssigem  Tonstaub  vermischt, 
dessen  Menge  namhaften  Schwankungen  unterliegt  und  der  von  der 
in  Süddalmatien  ziemlich  ausgedehnte  Gebiete  einnehmenden,  geolo- 
gisch älteren  Terra  rossa  herrühren  dürfte.  Dieses  tonige  Bindemittel 
verleiht  auch  unserer  Ablagerung  eine  gewisse,  an  den  Löß  erinnernde 
Festigkeit,  welche  niemals  so  weit  herabsinkt,  daß  es  anginge,  von 
lockeren  Sauden  zu  sprechen.  Letzteren  nähern  sich,  jedoch  keines- 
wegs in  stärkerem  Ausmaße,  bloß  bestimmte  Partien  der  Flugsande 
bei  Donje  selo  auf  der  Insel  Calamotta. 

Die  Frage,  woher  der  quarzreiche  Sand  stammt,  läßt  sich  vorder- 
hand nicht  mit  Sicherheit  beantworten  und  soll  auch  hier  nicht  weiter 
erörtert  werden.  Es  mag  nur  flüchtig  angedeutet  werden,  daß  als 
nächstliegend  der  Vermutung  Ausdruck  zu  verleihen  wäre,  daß  die 
Hauptmenge  des  sandigen  Materials  die  verwitterten  Flyschsandsteine 
geliefert  haben.  Darüber,  daß  in  den  in  Rede  stehenden  äolischen 
Sandanhäufungen  Kalkkörner  und  Kalkstaub  ursprünglich  nicht  gefehlt 
haben,  kann  namentlich  in  Anbetracht  des  Wechsels  von  Flyschterrains 
mit  kalkigen  und  dolomitischen  Gebieten  wohl  kaum  ein  Zweifel  ob- 
walten. Der  Kalk  ist  jedenfalls  erst  nachträglich  völlig  ausgelaugt 
worden  und  eine  Bekräftigung  der  eben  ausgesprochenen  Ansicht  darf 
unter  anderem  in  dem  Umstände  erblickt  werden,  daß  sich  die  der 
gleichen  Zeit  angehörenden  subaerischen  Sandablagerungen  Istriens, 
Nord-  und  Mitteldalmatiens  nach  den  Berichten  G.  Stach  e's,  R.  S  c  h  u- 
bert's,  L.  Waagen's  und  anderer  Forscher  durch  einen  namhaften 


J)  Auf  Grund  einer  freundlichen  Mitteilung  meines  Kollegen  Herrn  Prof. 
A.  Rosiwal,  der  die  große  Liebenswürdigkeit  hatte,  eine  Sandprobe  von  der 
Insel  Calamotta  genauer  mikroskopisch  auf  ihre  Mineralbestandteile  zu  unter- 
suchen, bin  ich  in  der  Lage  zunächst  zu  berichten,  daß  darin  weißer  bis  farbloser 
Quarz,  trübe  kaolinisierte  Feldspate  und  rote  oder  braune  gerundete  Hornstein- 
körnchen  überwiegen.  Außerdem  konnte  Prof.  Rosiwal  feststellen  an  dunklen 
bis  schwarzen  Mineralen :  Lydit  (?)  und  Magnetit,  an  grünen  Mineralen :  fragliche 
Grünschieferfragmente,  Hornblende  und  Helminth  in  Feldspat  und  dann  geringe 
Mengen  von  Biotit,  Muskovit,  Zirkon  sowie  Aktinolith  ('?).  Mit  dem  Magnet  aus- 
ziehbar waren  Verwachsungen  von  Feldspaten  mit  Magnetit  und  kleine  Partikeln 
dipses  Minerals. 


234  Gejza  von  Bukowski.  [gl 

Kalkgehalt  auszeichnen,  manchmal  sogar  viel  Kalkkörner  enthalten. 
Zwischen  unserem  Gebiet  und  den  letzterwähnten  besteht  also  bezüglich 
der  altquartären  Flugsande  insofern  ein  größerer  Unterschied,  als  hier 
eine  vollkommene  Auslaugung  der  Kalkpartikeln  stattgefunden  hat, 
während  sich  dort  dieser  Vorgang  entweder  gar  nicht  oder  nur  in 
geringem  Ausmaße  bemerkbar  macht1). 

Ueber  die  Verbreitung  der  pleistocänen  Flugsande  auf  Mezzo 
und  Calamotta  ist  angesichts  dessen,  daß  die  beiliegende  Detailkarte 
genügende  Belehrung  gibt,  nicht  viel  zu  berichten.  Aus  der  Karte 
ist  auch  leicht  zu  ersehen,  daß  diese  Sedimente,  wie  das  ja  bei 
äolischen  Absätzen  nicht  anders  zu  erwarten  ist,  sehr  verschiedene 
Höhenlagen  einnehmen.  Ein  großer  Teil  erhebt  sich  in  seiner  Basis 
kaum  einige  Fuß  über  dem  Meeresspiegel.  Als  der  höchstgelegene 
erweist  sich  der  kleine  Lappen  zwischen  dem  Kastell  von  Lopud  und 
dem  Polacicagipfel.  Er  dehnt  sich  in  ungefähr  160  m  Seehöhe  aus. 

Von  den  eigentlichen  Verbreitungsgebieten  aus,  welche  alle, 
soweit  sie  nur  einigermaßen  wichtig  erschienen,  auf  der  Karte  zur 
Ausscheidung  gekommen  sind,  werden  nach  der  Lockerung  und  dem 
Zerfall  des  Sediments  der  feine  Sand  und  Staub  in  der  Gegenwart 
durch  Winde  fortdauernd  über  das  ganze  Gebirge  gestreut.  Man 
begegnet  daher  fast  überall  solchen  auf  sekundärer  Lagerstätte  befind- 
lichen, rezenten  Sandansammlungen.  Sie  füllen  bald  da,  bald  dort 
kleinere  und  größere  Ritzen,  Spalten  und  Vertiefungen  in  dem  dolo- 
mitisch-kalkigen Felsenboden  aus,  erreichen  aber  nirgends  eine  so  weit- 
gehende Bedeutung,  daß  sie  bei  der  Schilderung  des  geologischen 
Baues  zu  berücksichtigen  wären. 

Auch  auf  dem  Scoglio  San  Andrea  wurden  von  mir  derartige 
ganz   kleine  Anhäufungen   des   lockeren  diluvialen  Flugsandes  in  den 


1)  Die  Literatur,  in  welcher  diese  Bildungen  bald  ausführlicher,  bald  kürzer 
zur  Besprechung  gelangen,  und  die  zu  nicht  geringem  Teile  im  Anschluß  daran 
auch  die  mit  dem  Auftreten  besagter  Sedimente  eng  verknüpfte  Frage  nach  der 
Entstehung  der  Adria  behandelt,  ist  so  groß,  daß  ich  es  für  tunlich  erachte,  hier 
von  einer  Zitierung  derselben  abzusehen.  Nur  vier  Arbeiten  sollen  im  nachstehenden 
genannt  werden,  die  unter  anderem  deshalb  höchst  wichtig  sind,  weil  man  aus 
ihnen  nahezu  die  ganze  einschlägige  Literatur  entnehmen  kann.  Es  sind  dies: 
G.  Stäche,  Die  liburnische  Stufe  und  deren  Grenzhorizonte.  (Abh.  d.  k.  k.  geol. 
Reichsanstalt,  Wien  1889,  Bd.  13.)  —  M.  Kispatic,  Der  Sand  von  der  Insel 
Sansego  (Susak)  bei  Lussin  und  dessen  Herkunft.  (Verh.  d.  k.  k.  geol.  Reichs- 
anstalt,  Wien  1910)  —  A.  Grund,  Beiträge  zur  Morphologie  des  dinarischen 
Gebirges.  (Geogr.  Abhandl.  her.  v.  A.  Penck,  Berlin  1910,  Bd.  9,  Heft  3.)  — 
R.  Schubert,  Die  Küstenländer  Oesterreich-Ungarns.  (Handb.  d.  reg.  Geologie, 
Heidelberg  1914,  Bd.  5,  Abt.  1  A).  Besondere  Hervorhebung  verdient  hierbei  die 
Abhandlung  von  A.  Grund.  In  derselben  hat  nämlich  der  leider  so  früh  der 
Wissenschaft  entrissene,  auf  dem  Felde  der  Ehre  gefallene  Autor  seine  hoch- 
interessanten und  bedeutsamen  Forschungen  über  die  Geschichte  des  Adriatischen 
Meeres  in  sehr  anschaulicher  und  präziser  Art  zusammengefaßt.  Zur  Ergänzung 
möchte  ich  endlich  noch  drei  Publikationen  aus  der  neuesten  Zeit  erwähnen,  die, 
da  sie  erst  im  Jahre  1914  erschienen  sind,  in  dem  von  R.  Schubert  (1.  c) 
gelieferten  Literaturverzeichnisse  nicht  angeführt  werden  konnten.  Es  sind  das: 
A.  Gavazzi,  Ueber  die  vertikalen  Oszillationen  des  adriatischen  Meeresbodens. 
(Verh.  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  Wien  1914)  und  folgende  zwei  Blätter  der 
geologischen  Spezialkarte  der  im  Reichsrate  vertretenen  Königreiche  und  Länder 
der  österreichisch-ungarischen  Monarchie  im  Maßstabe  1 :  75. C00:  Blatt  Busi  (von 
H.   Vetters)  —  Blatt  Unie— Sansego  (von   L.  Waagen). 


[71         Der  Bau  der  Inseln  Mezzo,  Calamotta  und  S.  Andrea  bei  Ragusa.       235 

Klüften  und  Löchern  der  oberkretazischen  Kalke  und  Dolomite  be- 
obachtet. Hier  handelt  es  sich  jedoch  gewiß  nicht  um  rezente  An- 
wehungen. Die  Entfernung  von  den  nächsten  Landstrecken,  den  Inseln 
Mezzo  und  Calamotta,  ist  so  groß,  daß  wir  nicht  anuehmen  können, 
der  Transport  sei  in  der  Jetztzeit  von  dort  durch  Winde  erfolgt.  Es  ist 
nur  die  eine  Erklärung  möglich,  daß  diese  Verstreuung  noch  während 
des  Pleistocäns  aus  vielleicht  benachbarten,  heute  vom  Meer  bedeckten 
Regionen  stattgefunden  hat.  Der  Scoglio  San  Andrea  liegt  nämlich 
geradeso  wie  die  Eilande  Mezzo  und  Calamotta  noch  innerhalb  der 
90  Meter-Isobathe,  also  im  Bereiche  jenes  insularen  Gebietsstreifens, 
der  nach  den  hochinteressanten  Forschungsergebnissen  A.  Grund's 
während  der  pleistocänen  Periode  ähnlich  wie  im  Miocän  und  Pliocän 
mit  dem  dalmatinischen  Festland  zusammenhing  und  erst  in  postglazialer 
Zeit  durch  bruchlose  Senkung  des  ganzen  Landes  zum  großen  Teil 
von  dem  von  Westen  und  Süden  her  eingedrungenen  Meere  überflutet 
wurde,  so  daß  die  heutigen  Meereskanäle  früheren  Tälern  und  tieferen 
Depressionen  entsprechen.  Das  scharfe  Abschneiden  der  auf  ein  Wüsten- 
oder Steppenklima  in  einem  Teil  des  Pleistocäns  hindeutenden  Flug- 
sande an  der  Küste,  das  sowohl  auf  Calamotta  als  auf  Mezzo  an 
mehreren  Stellen  sehr  schön  beobachtet  werden  kann,  ist  wie  sonst 
auch  da  lediglich  auf  die  Abrasionstätigkeit  des  Meeres  an  den 
Grenzen  der  untergetauchten  Regionen   zurückzuführen. 

In  dem  nördlichsten  Teile  von  Mezzo,  wo  sich  der  Vorort  Lopuds 
San  Michele  ausdehnt,  und  auf  dem  Bergrücken  Polughe  wurden  den 
in  Rede  stehenden  Bildungen  auch  einzelne  Lappen  eines  auf  der 
Oberkreide  übergreifend  lagernden  Sediments  zugerechnet,  das  von 
den  äolischen  Sanden  der  übrigen  Lokalitäten  merklich  abweicht  und 
sich  als  ein  Mischprodukt  der  Flugsande  mit  der  Terra  rossa  dar- 
stellt. Es  handelt  sich  daselbst  offenbar  um  Terrains,  in  welchen  die 
schon  größtenteils  der  Abwehung  und  Verschwemmung  anheimgefallenen 
Flugsande  auf  der  Roterde  ruhen  und  wo  die  Vermischung  der  Unter- 
lage mit  den  Resten  des  Deckmaterials  eine  Folge  des  auf  diesen 
Strecken  herrschenden  intensiven  Feld-  und  Gartenbaues  ist. 

Nun  erübrigt  es  uns,  jene  Partien  der  diluvialen  äolischen  Ab- 
lagerungen etwas  näher  zu  betrachten,  die  eine  Umschwemmung  er- 
fahren haben  und  demzufolge  eine  deutlich  ausgeprägte  Schichtung 
zur  Schau  tragen.  Auf  dieselben  entfällt  vor  allem  ein  sehr  großer 
Teil  des  sich  an  der  nordwestlichen  Bucht  von  Mezzo,  der  Reede 
Lopuds,  ausbreitenden  Lappens  und  außerdem  begegnen  wir  ihnen 
auf  der  entgegengesetzten  Seite  im  Valle  Bisson,  wo  sich  besonders 
lehrreiche  Aufschlüsse  davon  auf  einer  kurzen  Erstreckung  unmittel- 
bar an  der  Küste  der  Beobachtung  darbieten.  Auf  der  Insel  Calamotta 
scheinen  sie  dagegen  gänzlich  zu  fehlen ;  wenigstens  wurden  dort  bis- 
her keine  Anzeichen  gefunden,  die  für  deren  Vorkommen  sprechen 
würden. 

Sämtliche  umgeschwemmten  Komplexe,  welche,  nebenbei  gesagt, 
entweder  inmitten  der  durch  Wind  zusammengewehten  tonigen  Sande 
oder  von  oben  her  frei  bloßgelegt  liegen,  besitzen  den  gleichen 
Habitus.  Ueberall  herrscht  ein  Wechsel  von  grauen,  zumeist  dünn- 
gebankten  und   nur   selten   mächtigere   Lagen   bildenden  Sandsteinen 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  9.  Heft.  (G.  v.  Bukowski.)     31 


236  Gejza  von  Bukowski.  [gl 

mit  umgeschwemmten,  stellenweise  von  mitgerissenem  Gehängeschutt 
unregelmäßig  durchsetzten  Sander.  Dazwischen  nimmt  man  aber  mit- 
unter auch  Sandschichten  wahr,  die  den  Charakter  unveränderter, 
nicht  umgelagerter  äolischer  Sedimente  nicht  verleugnen  und  nur  als 
solche  aufgefaßt  werden  können. 

Was  zunächst  die  Sandsteine  betrifft,  so  hat  die  Untersuchung 
vieler  Proben  das  Resultat  geliefert,  daß  darin,  abgesehen  von  dem 
kalkigen  Bindemittel,  der  Kalk  stets  auch  in  der  Form  von  Körnern 
vorhanden  ist,  deren  Menge  variiert  und  deren  Hinzutreten  einen 
scharfen  Unterschied  gegenüber  dem  nicht  umgeschwemmten  Sediment- 
material ausmacht.  Hie  und  da  findet  man  darin  als  Einschlüsse  über- 
dies vereinzelte  größere  eckige  Kalk-  und  Dolomitbrocken.  Es  kann 
wohl  kein  Zweifel  darüber  obwalten,  daß  die  Sandsteine  nichts  anderes 
darstellen,  als  bei  der  Umlagerung  durch  strömendes  Wasser  vom 
eisenschüssigen  roten  Tonstaub  gereinigte  und  dadurch  entfärbte 
quarzreiche  Flugsande,  in  die  erst  auf  diesem  Wege  wieder  Körner 
von  Kalk  und  Dolomit  von  dem  umgebenden  Gebirge  hineingekommen 
sind  und  welche  dann  durch  Kalk  verkittet  und  verfestigt  wurden. 
Mit  der  bezeichneten  Entstehungsweise  steht  auch  die  häufige  Er- 
scheinung im  Einklang,  daß  die  Platten  eine  bald  mehr,  bald  weniger 
gekrümmte,  vielfach  stark  gedrehte  Gestalt  haben  oder  sich  gitter- 
artig durchbrochen  sowie  auch  stalaktitenähnlich  zeigen. 

Bezüglich  der  mit  den  Sandsteinen  wechselnden  umgeschwemmten 
Sande  wäre  hervorzuheben,  daß  in  denselben  an  manchen  Stellen, 
wie  ich  schon  früher  kurz  angedeutet  habe,  vereinzelt  oder  in  größerer 
Anzahl  eckige  Brocken  von  Kreidekalk  und  Dolomit  eingestreut  vor- 
kommen. Das  stärkste  Ausmaß  erreichen  solche  unregelmäßig  verteilte 
und  auskeilende  Anhäufungen  scharfkantiger,  also  gar  nicht  abgerollter 
Kalk-  und  Dolomitstücke  von  verschiedener  Größe  in  gewissen  Lagen 
an  der  Küste  entlang  des  Nordwestrandes  der  Bissonbucht.  Dort  gibt 
es  auch  Bänke,  die  von  diesem  ziemlich  groben  Schutt  fast  ganz 
durchzogen  sind.  In  dem  Gebiete  von  Lopud  gehören  hingegen  selbst 
gar  nicht  auffallende,  sehr  untergeordnete  Einstreuungen  besagter 
Art  zu   den  Seltenheiten. 

Während  die  umgeschwemmten  Partien  des  an  der  Bissonbucht 
abschneidenden  Lappens,  soweit  sie  nur  aufgedeckt  sind,  horizontale 
Lagerung  aufweisen,  kann  in  dem  größten  nordwestlichen  Verbreitungs- 
gebiete unserer  diluvialen  Bildungen  unterhalb  des  vom  Hafen  von 
Lopud  zur  Kirche  der  Madonna  da  Bisson  im  Innern  der  Insel  füh- 
renden Weges  auch  flache  ursprüngliche  Neigung  der  Schichten  be- 
obachtet werden. 

Der  Zeitpunkt  der  Umlagerung  läßt  sich  innerhalb  relativ  enger 
Grenzen  leicht  bestimmen.  Er  fällt  keineswegs  in  die  rezente  Periode, 
sondern  ins  Pleistocän.  Der  Umstand,  daß  die  umgeschwemmten  Kom- 
plexe teilweise  inmitten  der  typischen  Flugsande  auftreten  und  daß 
sich  äolisch  gebildete  Lagen  in  dem  vom  fließenden  Wasser  abgesetzten 
Material  eingeschaltet  finden,  dient  meiner  Ansicht  nach  als  Beweis 
für  die  zeitlich  sehr  enge  Zusammengehörigkeit  beider  Arten  von 
Sediment.  Es  liegt  nahe  sich  vorzustellen,  daß  während  der  in  Betracht 


[91         Der  liau  der  Inseln  Mezzo,  Calamotta  und  S.  Andrea  bei  Ragusa.       237 

kommenden  Trockenperiode  des  Pleistocäns,  als  auf  bestimmten  Strek- 
ken  große  Massen  von  Flugsanden  zusammengeweht  wurden,  zeitweise 
plötzliche  starke  Regengüsse  eintraten  und  daß  durch  diese  die  Um- 
schwemmung  eines  Teiles  des  subaerisch  angesammelten  Materials 
lokal  zustande  gekommen  ist,  worauf  dann  darüber  wieder  die  An- 
häufung von  Tonstaub  und  Sand  durch  Winde  ihren  Fortgang  nahm. 
Nach  dieser  Anschauung  dürfte  es  sich  hier  also  um  ähnliche  Vor- 
gänge gehandelt  haben,  wie  sie  sich  heute  in  Wüsten-  und  Steppen- 
gegenden von  Zeit  zu  Zeit  abspielen  und  die  in  so  meisterhafter 
Weise  von  Johannes  Walther  geschildert  worden  sind1).  Eine 
andere  Erklärung,  die  nicht  weniger  Wahrscheinlichkeit  für  sich  hat 
als  die  eben  vorgebrachte  und  die  übrigens  mit  der  letzteren  aufs 
innigste  zusammenhängt,  besteht  dann  in  der  Annahme,  daß  die  Um- 
lagerung  direkt  in  regenreichere  Zwischenphasen  des  betreffenden 
Altquartärabschnittes  fällt. 

Zum  Schlüsse  will  ich  noch  beifügen,  daß  Fossilien  in  den  plei- 
stocänen  Flugsanden  der  Inseln  Mezzo  und  Calamotta  außerordentlich 
selten  zu  sein  scheinen.  Die  bisherige  Ausbeute  beschränkt  sich  auf 
einen  einzigen,  nicht  näher  bestimmbaren  Knochenrest,  welcher  in 
einer  Sandsteinbank  bei  Lopud,  am  Fuße  der  die  Ruinen  der  San 
Giovanni-Kapelle  tragenden  Bergkuppe  aufgefunden  wurde. 

Die  Terra  rossa  bietet  nichts  dar,  was  einer  besonderen  Er- 
wähnung wert  wäre.  Ihre  Verbreitung  ist,  wie  schon  einmal  gesagt 
wurde,  eine  viel  geringere  als  die  der  zuvor  behandelten  Abla- 
gerungen und  sie  gelangte  auch  auf  der  beiliegenden  Detailkarte 
gar  nicht  zur  Ausscheidung,  weil  von  jenen  Terrains,  wo  sie  allein, 
ohne  mit  den  jüngeren  Flugsanden  vermischt  zu  sein,  auftritt,  keines 
eine  Bedeutung  erreicht,  die  ein  solches  Vorgehen  rechtfertigen 
würde. 

Eine  verschwindend  kleine  Rolle  fällt  in  dem  Aufbaue  unserer 
Inseln  endlich  konglomeratischen  Bildungen  zu,  die  uns  da  und  dort 
bloß  in  der  Form  von  Kluftausfüllungen  entgegentreten.  Dieselben 
konnten  bis  jetzt  nur  auf  der  Insel  Mezzo  im  ganzen  an  vier  Punkten 
im  Bereiche  der  oberkretazischen  Kalke  und  Dolomite  konstatiert 
werden,  und  zwar  an  zwei  Stellen  der  sich  von  Lopud  über  den  Vor- 
ort San  Michele  gegen  den  Scoglio  Marnic  hin  ausdehnenden  nörd- 
lichsten Region,  in  der  südwestlichen  Umrandung  der  Bissonbucht 
nahe  der  Strandlinie  und  auf  der  südwestlichen  Seite  des  Polughe- 
Rückens  gleich  oberhalb  des  Meeresspiegels.  Davon  weist  nur  die 
zuletzt  genannte  Kluftausfüllung  größere  Dimensionen  auf,  so  daß 
mir  ihre  Eintragung  auf  der  Karte  im  Gegensatz  zu  den  anderen 
Vorkommnissen  zweckdienlich  erschien.  Sie  ist  von  der  Brandung 
angenagt  und  zeigt  sich  infolgedessen  zum  großen  Teil  bloß- 
gelegt. 

Die  durchgehends  sehr  festen  Konglomerate  werden  durch  bald 
dichter,  bald  schütterer  zusammengedrängte  Rollstücke  von  Kalk  und 


*)  Johannes  Walt  her,  Das  Gesetz  der  Wüstenbildung  in  Gegenwart  und 
Vorzeit,  2.  Auflage,  Leipzig    1912. 

31* 


238  Gejza  von  Hukowski.  |10] 

Dolomit  gebildet,  welche  hauptsächlich  aus  oberkretazisehen  Terrains 
stammen  dürften  und  die  in  einer  harten  kalkigen  Grundmasse 
stecken.  Das  vorwiegend  durch  Eisenoxyd  rotgefärbte  Bindemittel 
enthält  neben  dem  Kalk  auch  geringe  Quantitäten  von  Quarzsand 
und  von  Ton.  Daß  wir  es  hier  mit  einer  verhältnismäßig  jungen 
Ablagerung  zu  tun  haben,  leuchtet  wohl  auf  den  ersten  Blick  ein, 
aber  ein  sicheres  Urteil  in  engeren  Grenzen  über  das  Alter  läßt  sich 
wegen  Mangels  an  Versteinerungen  und  anderen  Anhaltspunkten  leider 
nicht  abgeben. 

Wien,  im  September  1915. 


Ueber    die    Eruptionsfolge  und   die   gebirgs- 
bildenden  Phasen  in  einem  Teile  des  südöst- 
lichen Flügels  des  Barrandiens. 

(Ein  Beitrag  zur  Kenntnis  der  variskischen  Gebirgsbildung 

in  Mittelböhmen.) 

Von  Dr.  Radim  Kettner. 

Mit  1  Karte  (Tafel  Nr.  III)  und  einer  tabellarischen  Uebersicht. 

Die  bisherigen  Besprechungen  der  tektonischen  Verhältnisse 
des  mittelböhmischen  Faltengebirges  befassen  sich  gewöhnlich  nur 
mit  den  die  Schichtenkomplexe  betreffenden  Dislokationen  und  Stö- 
rungen; den  verschiedenen  Eruptivgesteinen  aber,  von  welchen 
die  Schichten  überall  durchbrochen  werden,  ist  jedoch  bis  heute  vom 
geologisch-tektonischen  Standpunkte  aus  verhältnismäßig  nur  wenig 
Aufmerksamkeit  gewidmet  worden.  Und  doch  hängen  die  Eruptionen 
der  einzelnen  Erstarrungsgesteine  mit  den  tektonischen  Vorgängen 
so  eng  zusammen,  daß  die  Art  ihres  geologischen  Auftretens  und  ihr 
Alter  nur  beim  gleichzeitigen  und  gründlichen  Studium  der  Tektonik 
richtig  aufgefaßt  und  erklärt  werden  kann. 

Das  imposante  Ereignis  der  variskischen  Gebirgsbildung  äußert 
sich  in  Mittelböhmen  nicht  nur  in  der  intensiven  Zusammenfaltung 
der  ursprünglich  beinahe  horizontalen  altpaläozoischen  Schichten  und 
in  der  Entwicklung  verschiedener  Ueberschiebungen,  Längs-  und  Quer- 
störungen, sondern  auch  in  einem  heftigen  Tief  envulkanismus^ 
dessen  Intensität  im  Emportreten  und  der  Erstarrung  der  ungeheuren 
mittelböhmischen  Granitmasse  ihr  Maximum  erreicht  hat. 
Die  Differentiation  des  ursprünglichen  Magmas  und  die  Entleerung 
des  magmatischen  Herdes  der  mittelböhmischen  Granitmasse,  die  sich 
in  den  häufigen  Eruptionen  verschiedenster  Gesteine  so  klar  kundgibt, 
erfolgten  Hand  in  Hand  mit  den  einzelnen  tektonischen  Phasen  der 
variskischen  Gebirgsbildung,  so  daß  es  möglich  ist,  einerseits  das 
Eintreten  der  einzelnen  tektonischen  Störungen  durch  die  Eruptionen 
der  Eruptivgesteine  relativ  ziemlich  richtig  zu  datieren,  anderseits 
wieder  in  dem  Zeiträume  zwischen  der  Entstehung  von  zwei  unter- 
einander verschiedenen  Störungen  eine  Anzahl  von  Eruptionen  zu 
interpolieren. 

Durch  die  geologischen  Untersuchungen  in  der  Nähe  des  mittel- 
böhmischen Granitmassivs    läßt  sich   leicht  nachweisen,    daß   gewisse 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Refchsanstalt.  1917,  67.  Band.  2  Heft.  (Dr.  R.  Kettner.) 


240  t)r.  Radim  Kettner.  [2] 

Eruptivgesteine  (namentlich  gilt  dies  von  den  Diabasgängen)  im 
weiteren  Gebiete  eine  gemeinschaftliche  Richtung  ihres  Durchsetzens 
konstant  behalten.  Diese  Regelmäßigkeit  ist  nur  dadurch  zu  erklären, 
daß  das  Aufsteigen  der  erwähnten  Ganggesteine  durch  ein  prä- 
existierendes Spaltensystem  bedingt  worden  ist.  Die  Ent- 
stehung der  Spalten  hängt  aber  von  gewissen,  in  der  Erdrinde  sich 
abspielenden  tektonischen  Vorgängen  ab,  deren  Ursache  gewiß  in  der 
Faltung  der  Schichtenkomplexe  liegen  muß.  Einerseits  werden  die 
Schichten  durch  einen  Druck  stark  zusammengepreßt  und  zerklüftet, 
anderseits  wieder  entsteht  durch  zerrende  Kräfte  ein  System  von 
Klüften  und  Spalten,  welche  den  beim  ersterwähnten  Prozesse  er- 
zeugten „Druckspalten"  als  „Zugspalten"  gegenübergestellt 
werden  können. 

Mit  einer  geologischen  Aufnahme  des  algonkischen  Moldau- 
gebietes südlich  von  Königsaal,  der  Umgebung  von  Neu-Knin 
undDobffs,  sowie  der  Pfibramer  Gegend  beschäftigt,  habe  ich 
immer  den  außerordentlich  häufigen  Eruptivgesteinen,  welche  das 
ganze  Arbeitsgebiet  durchschwärmen,  ein  besonderes  Augenmerk  zu- 
gewendet. Tiefe  Einschnitte  des  Moldaugebietes  und  ihrer  Zuflüsse, 
namentlich  die  des  Kocäbatales,  die  prachtvolle  Aufschlüsse  bieten, 
haben  mir  ermöglicht,  nicht  nur  die  tektonischen  Phasen  der  ganzen 
Gebirgsbildung  gründlich  wahrzunehmen,  sondern  auch  die  gegen- 
seitigen Altersverhältnisse  der  Eruptivkörper  genau  zu  bestimmen. 

Der  Umstand,  daß  die  Eruptivgesteine  eine  mannigfaltige  geo- 
logische Gestalt  erkennen  lassen,  war  mir  besonders  bei  der  Arbeit 
im  algonkischen  Moldaugebiete  sehr  willkommen.  Bei  der  bekannten 
petrographischen  Beschaffenheit  des  algonkischen  Schichtenkomplexes, 
welcher  in  der  Regel  keine  festen  Leithorizonte  aufweist  und  aus 
diesem  Grunde  namentlich  im  Moldaugebiete  außerordentlich  monoton 
erscheint,  haben  mir  die  Eruptivgänge  manchmal  die  einzige  Grund- 
lage dazu  geboten,  die  verwickelten  tektonischen  Verhältnisse  ent- 
rätseln zu  können. 

Abgesehen  von  den  algonkischen  effusiven  Spilitges  t  eine  n, 
welche  einerseits  ganz  vereinzelt  bei  Zävist  undZäbehlice  nächst 
Königsaal,  anderseits  in  der  II.  Pfibramer  Schieferzone  sowie 
in  der  NW-Umgebung  von  Dobfis  zum  Vorschein  kommen1)  und 
bei  den  Vorgängen  der  variskischen  Faltung  sich  passiv  verhalten, 
sind  in  unserem  Gebiete  alle  übrigen  Eruptivgesteine  intrusiv  und 
gehören  sämtlich  dem  gemeinschaftlichen  magmatischen  Herde  des 
mittelböhmischen  Granitmassivs  an. 

In  bezug  auf  die  Faltung  können  in  unserem  Gebiete 
zweierlei  Eruptivgesteine  unterschieden  werden.  Die  einen  erweisen 
sich  als  älter  als  die  Hauptfaltung  der  Schichteukomplexe,  die  anderen 
—  an  Anzahl  die  meisten  —  fallen  in  die  Periode  der  Faltung  oder 


l)  R.  Kettner,  lieber  einige  Eruptivgesteine  im  Algonkium  des  Moldau- 
gebietes, Bull.  int.  der  böhm.  Akad.,  Prag  1912;  derselbe,  Ein  Beitrag  zur 
Kenntnis  der  geol.  Verhältnisse  der  Umgebung  von  Königsaal.  Verh.  d.  k.  k.  geol. 
R.-A.,  Wien  1914;  derselbe,  Zpräva  o  geologickych  studiich  v  okoli  Dobfise  a 
Novöho  Knina,  Sbornik  c"es.  spol.  zemevednö  1915;  Fr.  Slavik,  Ueber  Spilite  im 
Pfibramer  Algonkium    Vrba-Festsohrift  n.  Bull.  int.  der  böhm   Akad.,  Prag  1915. 


[31  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  241 

sind  jünger  als  die  Faltung.  Die  erste  Gruppe  umfaßt  nur  eine  ganz 
geringe  Anzahl  von  Eruptivgesteinen. 

Zu  den  alten  Eruptivgesteinen  zähle  ich  die  Porphyr- 
und  Porphy  ri  tlagergän  ge  des  Moldaugebietes  sowie  die 
Diabaslage rgänge  von  Zäböhlice  und  Zävist  bei  Königsaal. 
Die  Porphyr-  und  Porphyritlagergänge  kommen  hier  in  zwei  vonein- 
ander getrennten  Gebieten  zum  Vorschein,  und  zwar:  in  einem  Streifen 
zwischen  Jilovistö  und  Tocnä  und  in  der  Gegend  zwischen 
Mnfsek  und  der  Moldau  bei  Davle. 

Durch  genaue  geologische  Kartierung  in  der  letztgenannten 
Gegend  gelang  es  mir  nachzuweisen,  daß  die  dort  vorkommenden 
Lagergänge  vor  der  Abtragung  der  Schichten  untereinander  zusammen- 
hingen und  eigentlich  einen  gemeinschaftlichen  eruptiven  Körper  bilden, 
welcher  die  algonkischen  Schichten  im  ganzen  nicht  quer  durchsetzt, 
sondern  in  allen  seinen  Querschnitten  als  eine  konkordante  Einlagerung 
im  Schichtenkomplexe  erscheint.  Der  Körper  besteht  aus  einem  mehr 
als  500  m  mächtigen  zentralen  Lagergange,  der  den  bewaldeten  Berg- 
rücken „Dösina"  zwischen  Zahofany  und  Bojov  aufbaut,  und 
aus  zahlreichen  kleineren  Lagergängen,  welche  aus  dem  erwähnten 
zentralen  Teile  als  Apophysen  fingerartig  in  den  benachbarten  Schichten- 
komplex hervorgehen2). 

Unter  den  eruptiven  Körpern,  welche  in  eine  Schichtenserie 
konkordant  eindringen,  können  besonders  die  Lakkolithen  und 
die  Lagergänge  unterschieden  werden;  zwischen  diesen  beiden 
eruptiven  Gebilden  existieren  graduelle  Uebergänge.  Die  fingerartige 
Zerteilung  des  zentralen  Teiles  unseres  Porphyr-  und  Porphyritkörpers 
in  kleinere  Lagergänge  ist  ein  charakteristisches  Merkmal  des  Lak- 
kolithen und  erinnert  lebhaft  an  das  bekannte  Cross'sche  Profil 
durch  den  Lakkolith  vom  Zederbaumtypus  der  La  Plata 
Mnts  (Colorado)3).  Da  die  Schichten  im  Hangenden  des  zentralen 
Teiles  nirgend  kuppeiförmig  aufgewölbt  erscheinen,  was  besonders 
bei  den  Lakkolithen  vorkommen  soll,  so  kann  der  Porphyr-  und 
Porphyritkörper  zwischen  Mnfsek  und  Davle  vom  geologischen 
Standpunkte  am  besten  als  eine  Uebergangsform  vom  ein- 
fachen L'a gergange  zum  Lakkolithe  vom  Zeder bau  m- 
typus  bezeichnet  werden. 

Zur  Entstehung  eines  solchen  Körpers  ist  namentlich  diese  Be- 
dingung erforderlich :  Die  Schichten,  in  welche  das  Magma  konkordant 
eindringen  soll,  dürfen  durch  keine  Diaklasen  gestört  werden,  so  daß 
die  Schichtenfugen  Flächen  geringsten  Widerstandes  bilden.  Diese 
Bedingung  kann  aber  nur  bei  den  noch  nicht  gefalteten  und 
demgemäß  horizontal  gelagerten  Schichten  erfüllt  sein. 
Es  mußte  also  der  lakkolithenartige  Porphyr-  und  Porphyritkörper 
des  Moldaugebietes  zwischen  Mnf&ek  und  Davle  noch  vor  dem 
Beginne  der  Hauptfaltung  des  algonkischen  Schichtenkomplexes 


2)  R.  Kettner,    Ueber   die    lakkolithenartigen    Intrusionen    der   Porphyre 
zwischen  Mnisek  und  der  Moldau.  Bull.  int.  der  böhin.  Akad.,  Prag  1914. 

3)  Whitman  Cross,  The  Laccolitic  Mountain  (J-roups  of  Colorado,   Utah 
and  Arizona,  14  Ann.  Rep.  U.  S.  Geol.  Survey,  II.  1894. 


242  Dr.  Radim  Kettner.  [4] 

eingedrungen  sein.  Diese  Annahme  findet  ihre  Bestätigung  in  der 
Tatsache,  daß  der  Moldauer  lakkolithartige  Körper  wirklich  alle 
Phasen  der  variskischen  Gebirgsbildung  mitgemacht  hat:  Er  wurde 
gefaltet,  nach  denselben  Spaltensystemen,  wie  die  benachbarten 
Schichten  zerklüftet,  von  Diabasgängen  der  NNO-Richtung  durch- 
brochen und  endlich  in  der  NW-Richtung  verworfen. 

Dasselbe,  was  hier  über  den  lakkolithenartigen  Porphyr-  und 
Porphyritkörper  von  Davle  gesagt  wurde,  gilt  auch  für  die  Porphyr- 
lagergänge des  Streifens  zwischen  Jilovistö  und  Tocnä.  Auch  diese 
Lagergänge  bilden  zusammen  einen  lakkolithenartigen  Körper,  welcher 
mit  dem  Davle-Mnfseker  Körper  gleichzeitig  in  den  algonkischen 
Schichtenkomplex  eingedrungen  ist.  Es  scheint,  daß  die  Diabas- 
lagergänge, welche  südlich  von  Zäbehlice  (im  Moldautale)  in 
der  unmittelbaren  Nähe  der  Porphyrlagergänge  auftreten  und  stellen- 
weise auch  allmähliche  Uebergänge  in  die  Porphyrgesteine  erkennen 
lassen,  als  Fazies  gleichfalls  zu  diesem  nördlichen  lakkolithischen 
Körper  des  Moldautales  gehören. 

Was  das  Alter  der  Porphyr-,  Porphyrit-  und  Diabas- 
lagergänge des  algonkischen  Moldaugebietes  betrifft,  so 
bestehen  zwei  Möglichkeiten.  Entweder  handelt  es  sich  um  selb- 
ständige eruptive  Körper,  welche  noch  nicht  dem  magmatischen  Herde 
des  mittelböhmischen  Granitmassives  entstammen,  oder  sind  es  schon 
Eruptivgesteine,  die,  wie  alle  übrigen,  an  das  gemeinschaftliche  Magma- 
bassin der  mittelböhmischen  Granitmasse  gebunden  sind.  Im  ersten 
Falle  stellten  uns  unsere  Porphyre  und  Porphyrite  sehr  alte  Eruptiva 
vor,  deren  Intrusion  in  dem  ungemein  großen  Zeiträume  zwischen 
der  Ablagerung  der  algonkischen  Schichten  und  deren  Faltung  schwer 
zu  bestimmen  wäre. 

Für  den  Fall,  daß  die  zweite  Möglichkeit  gelten  würde, 
was  mir  sehr  wahrscheinlich  scheint,  ist  es  notwendig,  die  Intrusion 
der  Lagergänge  in  die  Zeit  zu  verlegen,  welche  dem  Emportreten 
des  mittelböhmischen  Granitmassives  schon  ziemlich  nahe  liegt,  zu 
der  aber  noch  die  ursprüngliche  horizontale  Lage  der  Schichten  er- 
halten war.  Die  Eruption  würde  dann  höchstwahrschein- 
lich in  das  Ende  des  mittleren  Devons  oder  in  den 
Beginn  des  oberenDevons  fallen.  Es  ist  ja  schon  seit  langer 
Zeit  bekannt,  daß  die  oberdevonischen  Schichten  in  Böhmen  vollständig 
fehlen.  Da  die  jüngsten  devonischen  Schichten  Böhmens  (Etage  H) 
für  die  Entstehung  in  einem  seichten  Meere  und  in  der  Nähe  des 
Ufers  sprechen,  so  läßt  sich  dafürhalten,  daß  die  variskische  Faltung 
in  Böhmen  verhältnismäßig  sehr  früh,  schon  zu  Beginn  des  oberen 
Devons  eiusetzen  mußte. 

Wir  können  demnach  die  Moldauer  Pophyr-  und  Porphyritlager- 
gänge  für  die  Vorboten  des  Schwarmes  von  Ganggesteinen  halten, 
welche  zur  Zeit  der  größten  tektonischen  Umwälzungen  aufstiegen ; 
ihre  Intrusion  würde  uns  dann  auch  eine  gewisse  Einleitung  zum 
großen  und  lange  dauernden  paläozoischen  Faltungs-  und  Eruptions- 
prozesse bedeuten. 

Bevor  wir  uns  mit  den  übrigen  Eruptivgesteinen  im  SO-Flügel 
des  Barrandiens  befaßen  werden,  wollen  wir  vorerst  die  tektonische 


f5l  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  243 

Hauptphase  der  variskischen  Gebirgsbildung  auf  diesen 
Stellen  in  Kürze  besprechen.  Sie  war  die  intensivste  von  allen  und 
wurden  bei  ihr  die  ursprünglich  beinahe  horizontal  gelagerten  altpa- 
läozoischen Schichten  teils  in  NO  —  SW  verlaufende  Faltenzüge 
gelegt,  teils  von  vielen  streichenden  Dislokationen  betroffen,  welche 
fast  sämtlich  den  Charakter  von  Uebersc hiebungen  besitzen. 
Die  Bewegung,  welche  längs  der  Ueberschiebungslinien  während 
dieser  Phase  stattfand,  wurde  im  NW-Flügel  des  Barrandiens  gegen 
NW,  im  SO-Flügel  gegen  SO  gerichtet,  so  daß  daraus  ein  verhältnis- 
mäßig symmetrischer  Bau  des  Gebirges  hervorging4).  Die  Ueber- 
schiebungen,  welche  unser  Gebiet  durchsetzen,  sind  fast  ausnahmslos 
als  Sc hollenüber Schiebungen  aufzufassen;  in  den  meisten 
Fällen  ist  es  mindestens  sicher,  daß  sie  nicht  unter  Reduktion  des 
Mittelschenkels  aus  Falten  hervorgegangen  sind.  Der  faltende  Druck 
erzeugte  schon  zu  Beginn  in  den  algonkischen  und  kambrischen 
Schichten  NO — SW  streichende  Spalten,  nach  welchen  die  einzelnen 
Schollen  bei  der  fortdauernden  Wirkung  des  Druckes  einseitig  ge- 
gehoben und  gegen  SO  auf  steil  nach  NW  einfallenden  Flächen  bewegt 
wurden. 

In  der  Umgebung  von  Pfibram  gehören  zu  diesen  Längs- 
störungen folgende  Strukturlinien :  l.Brda-Ueberschiebung  (ver- 
läuft durch  die  Längsachse  des  Slonovec- Rückens  nördlich  von 
Pfibram  und  wird  durch  das  unmittelbare  Angrenzen  der  Tvemosnä-Kon- 
glomerate  mit  den  jüngsten  kambrischen  Sandsteinen  gekennzeichnet; 
sie  ist  als  die  Fortsetzung  der  tieferstehend  erwähnten  Hfebeny- 
Ueberschiebung  aufzufassen).  2.  Längsstörung  des  Tfemosnä- 
Rückens  (die  Tfemosnä-Konglomerate  sind  hier  über  die  jüngsten 
kambrischen  Sandsteine  überschoben  worden).  3.  PffbramerLetten- 
kluft  (das  Algonkium  der  II.  Schieferzone  liegt  über  dem  Kambrium 
der  I.  Grauwackenzone).  4.  Heiligberg  er  Ueberschiebung 
(sie  verläuft  in  der  Mitte  der  I.  Grauwackenzone  mit  der  Pffbramer 
Lettenkluft  beinahe  parallel,  vereint  sich  mit  derselben  nördlich  von 
Rosovice  und  bewirkt  das  Ueberschieben  der  „Sädek-Bohutmer" 
Grauwacken  über  den  Zug  der  Tfemosnä-Konglomerate,  welcher  vom 
Vojna-Berge  bei  Narysov  über  den  Heiligen  Berg  bei  Pfibram  auf  die 
Anhöhe  „Kamen!"  bei  Rosovice  fortschreitet)  und  andere  Längs- 
störungen innerhalb  der  I.  Grauwackenzone.  5.  Dube- 
necer  Ueberschiebung  (die  erste  Schieferzone  ist  zwischen 
Dubenec  und  dem  Tuskovsky  vrch  bei  Dusnlky  über  die  kambrische 
Dubenec-Druhlicer-Zone  überschoben).  Wahrscheinlich  ist  auch  die 
Granitgrenze  zwischen  Osli  bei  Rö^mitäl  und  Dusniky  bei 
Dobffs  von  einer  vor  dem  Emportreten  des  Granites  entstandene  Längs- 
störung prädisponiert.  Auch  in  der  nächsten  Umgebung  von 
Jince  sind  einige  Ueberschiebungen  desselben  Charakters,  wie  die 
Pfibramer,  zu  konstatieren. 

In  der  Gegend  zwischen  Dobffs  und  der  Moldau  lassen  sich 
insbesondere  folgende  der  Hauptphase   angehörenden  Längsstörungen 


*)  Vgl.    Fr.  Wähn  er,    Zur  Beurteilung    des  Baues    des    mittelböhmischen 
Faltengebirges.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  K.-A.  Wien  1916,  pag.  57  et  seq. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Keichsanstalt.  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  R.  Kettner.1     32 


244  t>r.  Radim  KettneV.  [ß] 

unterscheiden:  1.  II  febeny-Uebersc  hiebung  (sie  beginnt 
bei  der  Bilä  hut'  südlich  von  Öenkov,  zieht  sich  entlang  des 
südlichen  Gehänges  des  Kuchynka-  und  des  Hfebeny-Rückens  bis  zu 
der  Skalka  bei  Mnlsek;  die  Tfemosnä-Konglomerate  sind  hier  über 
die  Paradoxides  Schiefer  und  die  jüngsten  kambrischen  Sandsteine 
überschoben).  2  Prfbramer  Lettenkluft  (siedringt  nordwestlich 
von  Dobfiä  in  das   Algonkium  und   verliert   sich   bald  in  demselben). 

3.  Ueberschiebungen  im  Kalvarienwalde  bei  Ptevnice5). 

4.  Ueberschiebungen  im  algonkischen  Gebiete  östlich 
von  Dobffs.  5.  Die  Längsstörung  des  Kocäbatales  zwischen 
Neu-Knfn  und  Stechovice. 

Die  Mni§ek-Zävister  Längsstörung,  welche  die  Grenze 
zwischen  dem  Untersilur  und  dem  Algonkium  bildet  und  nach  welcher 
das  letzte  über  das  erstere  überschoben  zu  sein  scheint 6),  gehört 
nicht  zu  den  Ueberschiebungen  der  variskischen  Hauptphase,  son- 
dern zu  einer  jüngeren  Phase  der  paläozoischon  Gebirgsbildung.  Der 
Sinn  der  Bewegung,  die  nach  dieser  Störung  stattgefunden  hat,  ist 
ein  ^entgegengesetzter  (gegen  NW).  Die  Mnfsek-ZävistSr  Störung  ist 
nicht  die  einzige  nach  NW  gerichtete  Ueberschiebung  in  unserem 
Gebiete. 

Neben  den  Längs  Überschiebungen  gibt  es  manchenorts 
im  Barrandien  auch  streichende  Verwerfungen,  also  Längs- 
störungen, nach  welchen  eine  Senkung  stattgefunden  hat.  Diese 
streichenden  Verwerfungen  entstanden  nach  meiner  Ansicht  bald  nach 
der  ersten  Faltung  und  der  Bildung  der  Längsüberschiebungen,  und  zwar 
in  der  Zeit,  als  der  faltende  Druck  ein  wenig  nachgelassen  hat.  Dabei 
bewegten  sich  —  wahrscheinlich  wegen  der  Schwere  —  einige  kürzlich 
vorher  emporgetürmten  Teile  des  Faltengebirges  nach  abwärts.  In 
unserem  Gebiete  gehören  zu  den  streichenden  Verwerfungen  z.  B. 
die  Bruchlinie  des  Ostry-Berges  nördl.  von  Jince,  die  Koziciner  Ver- 
werfung, kleinere  Verwerfungen  innerhalb  der  I.  Grauwackenzone, 
Längsverwerfung  auf  dem  Hfebeny-Rücken  u.  a.  Aehnliche  Längsbrüche 
hat  neulich  auch  mein  Freund  Odolen  Kodym  in  der  Umgebung 
von  Prag  nachgewiesen  und  ebenfalls  in  dem  Eisensteinbergbaugebiete 
von  N  u  ß  i  c  sollen  nach  der  freundlichen  Mitteilung  des  Herrn  Berg- 
ingenieurs Wenzel  Öusta  solche  Brüche  vorkommen. 

Die  genaue  geologische  Kartierung  hat  uns  bereits  gelehrt,  daß 
die  in  der  ersten  Phase  entstandenen  Faltenzüge  und  Ueberschiebungen 
von  zahlreichen  quer  verlaufenden  Störungen  betroffen  wurden. 
Die  Längsstörungen  scheinen  an  den  Querstörungen  gewöhnlich  unter- 
brochen und  verschiedenartig  verschoben  zu  sein,  was  darauf  hinweist, 
daß  die  Querstörungen  meistens  erst  nach  der  Bildung  der  NO — SW 
verlaufenden  Faltenzüge  und  der  Längsstörungen  entstehen  mußten. 
Der  Sinn  der  Bewegungen,  welche  diese  Querstörungen  bewirkt  haben, 
ist  verschieden,  doch  läßt  sich  schon  heute  behaupten,  daß  die  wag- 


fj)  Vgl.  E.  Nowak,  Geol.  Untersuchungen  im  Südflügel  des  mittelböhm. 
Silurs.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien  1914. 

6)  R.  Kettner,  Ein  Beitrag  zur  Kenntnis  der  geologischen  Verhältnisse  der 
Umgebung  von  Königsaal.  Verhandl.  d,  k.  k.  geol.  R.-A.  1914. 


[7]  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  245 

rechten  Bewegungen  (die  Blattverschiebungen)  viel  häufiger 
vorkommen  als  die  lotrechten  (die  Senkungen  oder  Hebungen). 

Bezüglich  des  Alters  der  Querstörungen  bin  ich  der 
Meinung,  daß  sie  in  allen  Phasen  der  variskischen  Gebirgsbildung 
nach  der  Hauptphase  entstehen  konnten,  daß  aber  manche  von  ihnen 
schon  bei  der  während  der  Hauptphase  sich  abspielenden  Faltung 
angelegt  wurden.  Die  Senkungen  scheinen  die  jüngsten  zu  sein,  da 
sie  meistens  schon  zu  den  letzten  Ereignissen  der  paläozoischen 
Gebirgsbildung  in  Mittelböhmen  gehören. 

Kehren  wir  nun  zu  den  Eruptivgesteinen  zurück!  Die  oben 
besprochenen  Porphyrlagergänge  des  Moldaugebietes  ausgenommen, 
die  in  den  algonkischen  Schichtenkomplex  vor  der  Hauptphase  ein- 
gedrungen sind,  sind  alle  intrusiven  Gesteine,  welche  in  dem  weiten 
Landstriche  zwischen  Pfibram  und  der  Moldau  festgestellt  werden 
konnten,  für  junge  r  zu  halten,  als  die  während  der  Hauptphase 
stattgefundene  Faltung  der  Schichtenkomplexe  des  Barrandiens.  Sie 
durchsetzen  die  Schichten  diskordant  und  bilden  entweder  Gänge, 
Gangstöcke  oder  Massive. 

Vor  allem  müssen  hier  die  mächtige  eruptive  Euler 
Zone  und  die  zahlreichen  kleinen  Diabasgänge  des 
Moldaugebietes  besprochen  werden,  deren  geologisches  Auftreten 
durch  die  gemeinschaftliche  nord nordöstliche  Richtung  ge- 
kennzeichnet ist.  Die  Euler  Eruptivzone,  welche  sich  von 
Radllk  über  Eule  und  die  Set.  Johannes-Stromschnellen 
gegen  SSW  weit  hinter  Zi  vohoust'6")  zieht  und  die  ansehnliche  Breite 
von  3-5  Jan  besitzt,  besteht  aus  verschiedenen  zusammengedrückten 
Quarzporphyren,  Granitporphyren,  Porphyriten  und  aplitischen  Ge- 
steinen, sowie  aus  gepreßten  und  schieferig  gewordenen  metamorpho- 
sierten  Grünsteinen  (Lamprophyren).  Diese  gepreßten  und  schieferigen 
Eruptivgesteine,  in  manchen  Teilen  phyllitischen  Gesteinen  auffallend 
ähnelnd,  wurden  ursprünglich  als  die  Phyllite  der  Barrand  e'schen 
Etage  A  erklärt  und  von  J.  Krejci7)  nach  dem  Orte  ihrer  typi- 
schesten Entwicklung  als  „Euler  Schiefer"  bezeichnet.  H.  L. 
Bar  vif  gebührt  das  Verdienst  durch  eingehende  mikroskopische 
Untersuchungen  zum  ersten  Male  nachgewiesen  zu  haben,  daß  die 
„Eul  er  Schiefer"  größtenteils  nicht  sedimentären  Ursprungs 
sind,  wie  man  früher  annahm,  sondern  den  umgewandelten 
Eruptivgesteinen  entsprechen8). 


6  «)  Auf  einer  mit  meinem  Freunde  Ing.  Dr.  Bohuslav  Stocesim  Frühjahr 
1917  unternommenen  Orientationstour  haben  wir  festgestellt,  daß  die  Euler  Zone 
bis  etwa  zu  Vermefice  reicht.  Hier  ist  sie  vom  mittelböhmischen  Granit  unter- 
brochen, erscheint  aber  wieder  oberhalb  Kamyk  a.  d.  Moldau,  woher  sie  bis 
in  dieMirovicer  Gegend  südl.  von  Pfibram  verfolgt  werden  kann.  Die  Gesteine 
besitzen  hier  überall  den  Charakter  der  Eruptiva  der  Euler  Gegend  und  sind 
auch  hier  stark  gepreßt  und  geschiefert,  und  zwar  wieder  in  derselben  Richtung, 
wie  bei  Eule  und  den  St.  Johannes-Stromschnellen. 

7)  Geologie  cüi  nauka  o  ütvarech  zemsk^ch  etc.  Prag  1877,  pag.  385. 

8)  Betrachtungen  über  die  Herkunft  des  Goldes  bei  Eule  und  an  einigen 
anderen  Orten  in  Böhmen.  Archiv  für  die  naturwissenschaftliche  Landesdurch- 
forschung von  Böhmen,  Bd.  XII,  Nr.  1,  Prag  1906,  pag.  61—68. 

32* 


248  Dr.  Radim  Kettner.  [10] 

beiden  Fällen  handelt  es  sich  wieder  um  verhältnismäßig  kleine  Gänge 
von  ähnlicher  Beschaffenheit  und  Gestalt,  wie  bei  den  Diabasgängen 
des  Kocäbatales  und  des  Moldaugebietes ;  nur  die  Richtung  ihres  Durch- 
setzens ist  hier  eine  abweichende.  Sie  besitzen  nämlich  ein  nord- 
südliches Streichen,  welches  bei  fast  allen  Gängen  der  Do- 
bfiser  sowie  der  Pfibramer  Gegend  annähernd  konstant  bleibt. 
Bei  Dobfis  durchdringen  die  Diabase  meist  die  algonkischen  Schichten, 
in  der  Pfibramer  Gegend  werden  von  ihnen  auch  die  kambrischen 
Ablagerungen  häufig  durchbrochen. 

Die  östliche  Umgebung  v  o  n  D  o  b  f  i  §  stellt  uns  in  gewisser 
Hinsicht  ähnliche  Verhältnisse  dar,  wie  die  Euler  Gegend.  Es  kommt 
hier  nämlich  neben  den  vielen  kleinen  Diabasgängen  auch  ein 
größerer  Gangstock  porphyrischer  Gesteine  zum  Vor- 
schein, welcher  die  algonkischen  Schichten  in  derselben  Richtung 
durchsetzt,  wie  die  Dobfiser  Diabase.  Der  Gangstock  baut  den  die 
ganze  Umgebung  von  Dobfis  und  Neu-Kn  In  beherrschenden  Berg- 
rücken von  Kozi  Hory  und  Besidka  auf  und  besteht  aus  Quarz- 
porphyren und  Porphyriten,  die  nach  B  a  r  v  f  f  manchen  Porphyr- 
gesteinen der  Euler  Eruptivzone  verwandt  sind  12).  Meinem  Dafürhalten 
nach  dürften  die  Eruptivgesteine  der  Do  brise  r  Gegend  etwa  des- 
selben Alters  sein,  wie  die  Gesteine  von  Eule:  was  das  Alter 
betrifft,  würde  der  Gangstock  von  Kozi  Hory  der  Euler 
Zone,  die  Dobfiser  Diabase  den  Diabasgängendes  Kocä- 
batales und  der  Euler  Gegend  vollständig  entsprechen.  Nur 
sind  sie  an  ein  anderes  Spaltensystem  gebunden. 

Die  Zerklüftung  des  algonkischen  Gebietes  bei  Dobfis  in  der 
nordsüdlichen  Richtung  scheint  aber  anderer  Natur  zu  sein,  als  die 
der  Euler  Gegend.  Während  wir  es  hier  häuptsächlich  nur  mit  den 
Klüften  zu  tun  haben,  die  unter  der  Wirkung  eines  heftigen  Seiten- 
druckes zustandegekommen  sind,  sind  die  Eruptivgesteine  der 
Dobfiser  Gegend  an  solchen  Klüften  emporgetreten,  welche  nicht 
in  einer  seitlichen  Pressung  des  Schichtenkomplexes,  sondern  vielmehr 
in  einer  Dehnung  desselben  ihre  Hauptursache  haben. 

Der  erste  Blick  auf  die  geologische  Karte,  die  ich  neulich  ent- 
worfen habe 13),  belehrt  uns,  daß  die  Diabase  hier  einen  Schwärm 
bilden,  welcher  in  der  unmittelbaren  Nähe  der  Stadt  Dobfis  am 
dichtesten  ist.  Diese  Tatsache  steht  meines  Erachtens  nach  im  kausalen 
Zusammenhange  mit  der  eigentümlichen  Gestaltung  der  tektonischen 
Verhältnisse  dieses  Gebietes. 

Es  berühren  sich  hier  zwei  verschiedene  Streichungsrichtungen 
der  Schichten.  In  der  nördlichen  Umgebung  ist  ein  rein  ostwestliches 
Streichen  entwickelt,  die  südliche  Umgebung  dagegen  wird  von  einem 
fast  nordsüdlichen  Streichen  der  algonkischen  Schichten  beherrscht. 
Die  algonkische  Scholle  mit  dem  N — S-Streichen  der  Schichten  er- 
scheint bei  den  Dobfiser  Teichen  über  die  nördlich  davon  liegende 


14 1  H.  L.  Bar  vif,  Geologische  und  bergbaugeschichtliche  Notizen  über  die 
einst  goldführende  Gegend  von  Neu  -  Knin  und  Stöchovic.  SitzuDgsber.  d.  kgl.  böbm. 
Ges.  d.  Wiss.,  Prag  1904. 

13)  R.  Kettner,  Zpniva  o  geologick^ch  studiich  v  okoli  Dobfise  a  Noveho 
Knina.  „öbornik"  Ceske  spolet'nosti  zemevedre\  Prag  1915. 


[11  I  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  ßarrandiens.  240 

und  durch  das  0— W-Streichen  gekennzeichnete  Scholle  überschoben. 
Während  aber  die  nördliche  Scholle  auch  in  der  nächsten  Nähe  der 
Ueberschiebungslinie  das  0 — W-Streichen  unverändert  beibehält,  läßt 
die  südliche  Scholle  bei  DobMs  folgende  Anomalien  erkennen:  Das 
nordsüdliche  Streichen  dreht  sich  auf  der  einen  Seite  (in  der  Stadt 
Dobfis  und  westlich  davon)  in  ein  nordwestliches,  auf  der  anderen 
(östlich  von  Starä  Hut')  in  ein  NNO-Streichen,  sodaß  hier  eine 
sozusagen  fächerartige  Anordnung  des  Streichens  der  algonkischen 
Schichten  zutage  tritt.  Dieselbe  ist  am  deutlichsten  an  dem  Verlaufe 
des  Grauwackenkonglomerathorizontes  wahrzunehmen. 

Das  Auseinandergehen  der  algonkischen  Schichten  bei  Dobffs 
wirkte  selbstverständlich  zerrend  auf  den  ganzen  Schichtenkomplex, 
so  daß  hier  zahlreiche  parallele  Spalten  entstanden  sind,  welche 
nachher  von  diabasischem  Magma  ausgefüllt  wurden. 

Die  Diabase  der  Pfibramer  Gegend  ähneln  in  ihrem 
Auftreten  vollständig  den  Diabasen  von  Dobfls.  Sie  beschränken 
sich  jedoch  nicht  auf  einen  so  geringen  Raum  wie  die  letzteren, 
sondern  durchschwärmen  ein  viel  weiteres  Gebiet.  Im  ganzen  behalten 
sie  eine  nordsüdliche  Richtung  und  sind  insofern  interessant,  als  sie 
bei  Pflbram  gewöhnlich  von  Erzgängen  begleitet  werden.  Aus 
dem  Vorkommen  der  nordsüdlich  streichenden  Diabas-  und  Erzgänge 
ersehen  wir,  daß  es  in  dem  algonkischen  und  besonders  dem  kam- 
brischen  Gebiete  der  Pfibramer  Gegend  zur  Bildung  zahlreicher 
nordsüdlicher  Klüfte  kommen  mußte,  welche  das  Emportreten  der 
Diabase  und  der  erzbringenden  Lösungen  erleichtert  haben. 

Welcher  Natur  sind  nun  diese  Klüfte?  Die  beste  Belehrung  er- 
hält man  beim  eingehenden  Studium  der  prachtvollen  und  tiefreichenden 
Aufschlüsse  des  Birkenber  ger  Bergbaues.  Es  ist  schon  eine  alt- 
bekannte Tatsache,  daß  die  Pfibramer  Diabasgänge  mancher- 
orts anastomosieren,  sich  in  kleinere  Trümmer  verzweigen  und 
wieder  zu  mächtigeren  Gängen  vereinen,  was  nur  darin  seine  Ursache 
haben  kann,  daß  die  die  Eruption  prädisponierenden  Spalten  durch 
Zerrung  (Dehnung)  des  Schichtenkomplexes  entstanden  sind14).  Die 
Diabase  lassen  überdies  auch  keine  Merkmale  einer  parallelen  Struktur 
erkennen,  so  daß  man  mit  gutem  Recht  annehmen  darf,  daß  die  Spalten 
eine  Zeitlang  klaffend  blieben. 

Die  Ursache  des  Umstandes,  daß  die  Erzgänge  am  häufigsten 
die  Spalten  in  den  Diabasen  selbst  oder  in  ihrer  unmittelbaren  Nach- 
barschaft ausfüllen,  ist  nicht  vielleichtin  einer  engen  gene- 
tischen Abhängigkeit  der  Erzgänge  von  dem  Magma  der  Diabase 
zu  suchen,  wie  man  es  früher  zu  tun  pflegte,  sondern  liegt  darin, 
daß  die  die  nordsüdlichen  Spalten  erzeugende  Kraft 
(die  Zerrung)  auch  nach  der  Intrusion  der  Diabasgänge 
längere  Zeit  gewirkt  hat.  Bei  dieser  postdiabasischen  Zerrung 
öffneten   sich   neue  Spalten   sehr   oft  auch  in  denjenigen  Stellen,  wo 


14)  Vgl.   die   Profile   in   den  Arbeiten    von  Josef  S  c  h  m  i  d,  Montan-geolog. 
Beschreibung  des  Pfibramer  Bergbau- Terrains  etc.,  herausgeg.  im  Auftr.  des  k.  k' 
Ackerbau-Minist.  1892.  Fr.  Posepny,  Beitrag  zur  Kenntniss  der  montan-geolog 
Verhältnisse  von  Pfibram.  Arch.  f.  prakt.  Geol.  IL,  1895. 


250  Dr.  Radim  Kettner.  [12] 

schon  vor  der  Eruption  der  Diabasgänge  eine  Spalte  vorhanden  war. 
Mit  anderen  Worten  heißt  das:  Die  Zerrung  erzeugte  die  neuen 
Spalten  in  den  Diabasgängen  und  in  ihrer  unmittelbaren  Nachbarschaft 
und  erneuerte  auf  diese  Weise  die  alten  Wunden  der  Erdrinde, 
welche  vorher  durch  Ausfüllung  mit  dem  diabasischen  Magma  aus- 
geheilt worden  waren.  Daß  die  Spalten  auch  während  der  Bildung  der 
Erzgänge  klaffend  waren,  bezeugt  am  besten  die  manchmal  sehr 
symmetrische  Struktur  der  Erzänge,  die  in  ihrer  Mitte  oft  noch 
Krystalldrusen  einschließende  hohle  Räume  hinterlassen.  Die  Zerrung 
dauerte  aber  noch  während  der  Bildung  der  Erzgänge  an,  die  durch 
dieselbe  häufig  gestört  und  in  mehreren  einander  durchsetzenden 
Generationen  entwickelt  sind. 

Seit  langer  Zeit  ist  es  schon  bekannt,  daß  die  Diabas-  und  Erz- 
gänge im  Birkenberger  Reviere  sich  hauptsächlich  nur  auf  die 
kambrischenSchichten  beschränken  und  verhältnismäßig  selten 
auch  in  das  Algonkium  der  II.  Schieferzone  eindringen;  meistens 
finden  sie  schon  an  der  Lettenkluft  ihr  Ende,  indem  sie  hier 
auskeilen  oder  in  der  Richtung  der  Lettenkluft  ablenken,  selten  aber 
die  Lettenkluft  durchsetzen.  Wie  ist  diese  Tatsache  zu  erklären? 
Sind  die  Diabas-  und  Erzgänge  an  der  Lettenkluft  abgeschnitten?  Es 
könnte  dann  vielleicht  die  Lettenkluft  für  jünger  gehalten  werden 
als  die  nord-südlichen  Spalten  und  die  Gänge !  Diese  letzte  Annahme 
wäre  aber  nicht  richtig.  Es  sind  zwar  an  der  Lettenkluft  auch  jüngere 
Bewegungen  konstatiert  worden,  welche  sich  hauptsächlich  im  Streichen 
der  Lettenkluft  abgespielt  haben,  dieselben  sind  aber  verhältnismäßig 
sehr  klein  und  anderer  Natur  als  jene  Bewegung,  welche  das  Ueber- 
schieben  des  Algonkiums  der  II.  Schieferzone  über  das  Kambrium 
der  I.  Grauwackenzone  bewirkt  hatte. 

Meines  Dafürhaltens  liegt  das  Aufhören  der  Diabas-  und  Erzgänge 
an  der  Lettenkluft  nicht  in  den  tektonischen  Vorgängen,  sondern  in 
der  verschiedenen  petrographischen  Beschaffenheit 
der  beiden  an  die  Lettenkluft  anstoßenden  Formationen.  In  den  dick- 
bänkigen  harten  und  festen  kambrischen  Grauwacken  blieben  die  bei 
der  Zerrung  des  Gebietes  entstandenen  Spalten  lange  offen,  während 
sie  in  den  weichen  und  nachgiebigeren  algonkischen  Tonschiefern 
meist  schon  geschlossen  waren,  als  das  diabasische  Magma  oder  die 
erzbringenden  Lösungen  aufstiegen. 

Es  kann  nicht  bestritten  werden,  daß  unter  den  Eruptivgesteinen 
unseres  Gebietes  die  größte  Wichtigkeit  dem  mittelböhmischen 
Granitmassive  zukommt.  Das  Aufsteigen  der  ungeheuren  gra- 
nitischen Massen  im  mittleren  Böhmen  und  im  Böhmisch-Mährischen 
Hügellande  bedeutet  in  der  geologischen  Geschichte  des  böhmischen 
Paläozoikums  ein  ungemein  wichtiges  Ereignis,  dessen  präzises  Da- 
tieren schon  lange  auf  eine  befriedigende  Lösung  wartet.  Eine  Auskunft 
über  das  Alter  der  mittelböhmischen  Granitmasse  gibt  uns  vor  allem 
das  Studium  der  Verhältnisse  des  Granites  zu  den  Nebengesteinen. 
Schon  lange  ist  es  bekannt,  daß  die  algonkischen  und  untersilurischen 
Schichten  in  der  Nähe  des  Granites  kontaktmetamorph  beeinflußt 
werden,  und  daß  demgemäß  der  Granit  jünger  sein  muß  als  die  er- 
wähnten Formationen.  In  jüngster  Zeit  nimmt  man  an,  daß  die  Intrusion 


[13]  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  '    251 

des  Granites  in  den  Zeitraum  zwischen  der  Ablagerung  der  jüngsten 
Schichten  des  Devons  (Etage  H)  und  der  Bildung  der  böhmischen 
Kohlenbecken,  am  wahrscheinlichsten  also  in  das  untere  Karbon  fällt. 

Bei  Eule  und  Neu-Knfn  fällt  nach  Bar  vif15)  das  Emportreten 
des  Granites  in  die  Zeit  der  größten  tektonischen  Veränderungen, 
welche  den  Komplex  der  Barrandeschen  Etagen  trafen,  also  in  „die 
spätere  Devonzeit". 

Obwohl  ek  nicht  ausgeschlossen  ist,  daß  in  Mittelböhmen  auch 
ältere  (vorkambrische)  Granite  irgendwo  existieren,  so  wird 
heute  niemand  der  Ansicht  widersprechen,  daß  die  Intrusion  des 
größtenTeiles  der  mittelböhmischen  Granitmasse  ober- 
devonischen bis  unterkarbonischen  Alters  ist  und 
demgemäß  der  Zeitepoche  der  variskischen  Gebirg s- 
bildung  in  Mittelböhmen  angehört.  Das  Alter  des  mittel- 
böhmischen Granitmassives  können  wir  freilich  nicht  mit  einer  absoluten 
Bestimmtheit  angeben,  ähnlich  wie  dasjenige  der  einzelnen  das  Bar- 
randien  betreffenden  Störungen.  Auch  scheint  das  Granitmassiv  in 
seinen  Teilen  nicht  überall  desselben  Alters  zu  sein.  Doch  lassen  sich 
die  Verhältnisse  des  Granites  zu  den  einzelnen  orogenetischen  Phasen 
der  variskischen  Gebirgsbildung  gut  studieren,  wodurch  wir  erfahren 
können,  welche  von  den  Störungen  älter  und  welche  jünger  sind  als 
das  Aufsteigen  beziehungsweise  die  Erstarrung  des  Granites.  Anders 
gesagt:  es  läßt  sich  bestimmen,  welche  Position  der  Granit  im 
paläozoischen  Eruptions-  und  Faltungsprozesse  einnimmt. 

Versuchen  wir  im  folgenden  diese  Verhältnisse  in  unserem 
Arbeitsgebiete,  welches  sich  zu  diesem  Zwecke  besonders  gut  eignet, 
zu  lösen. 

Das  mittelböhmische  Granitmassiv  berührt  zwischen  Osli  bei 
Rozmitäl  und  Dusniky  südlich  von  Do  bris  teilweise  die  algon- 
kischen  Schichten  der  I.  Pflbramer  Schieferzone,  teilweise  die  unter- 
kambrischen  Konglomerate  und  Grauwacken  der  Dubenec-Druhlicer 
Zone  und  bewirkt  an  diesen  Gesteinen  eine  starke  Umwandlung  in 
Hornfelse,  Fleckschiefer  u.  dgl.  Die  Begrenzung  verläuft  hier  in  der 
NO — SW-Richtung  beinahe  geradlinig  und  mit  den  während  der  Haupt- 
phase entstandenen  Strukturlinien  der  Pflbramer  Gegend  (mit  der 
Lettenkluft  etc.)  auffallend  parallel.  Im  ersten  Momente  könnte  man 
meinen,  daß  die  algonkischen,  beziehungsweise  kambrischen  Schichten 
hier  den  Granit  an  einer  Längsdislokation  anstoßen.  Da  aber  am 
Kontakte  nirgends  eine  Störung  zu  beobachten  ist,  welche  mit  der 
Granitgrenze  sich  decken  und  auch  den  Granit  betreffen,  sich  also 
als  jünger  als  der  Granit  erweisen  würde,  so  läßt  sich  der  parallele 
Verlauf  der  Granitgrenze  mit  den  Längsstörungen  der  Pflbramer 
Gegend  nur  auf  die  Weise  erklären,  daß  der  Granit  hier  zu 
seiner  Begrenzung  gegen  dasAlgonkium  und  Kambrium 
eine  Längsstörung  benutzt  hat,  welche  schon  vor  der 
Granitintrusion  vorhanden  war  und  wahrscheinlich  dieselbe 
Beschaffenheit  wie  die  übrigen  Längsstörungen  der  Pflbramer  Gegend 
besaß. 


15)  L.  c.  »),  8.  136. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  «7.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  E.  Kettner.)     «yj 


252  Dr-  Radim  Kettner.  [14] 

Nördlich  von  Dusniky  biegt  sich  die  Granitgrenze  gegen  Osten 
und  verläuft  in  dieser  Richtung  bis  zu  Borotice,  wo  sie  sich  plötzlich 
gegen  Norden  wendet.  Nahe  der  Wendung  befindet  sich  nördlich  von 
Borotice,  dicht  an  der  Granitgrenze  der  heute  im  Betrieb  stehende 
Libsicer  Goldbergbau.  Die  plötzliche  Umbiegung  der  Granit- 
grenze bei  Borotice  und  Libsice  nach  Norden  hat  darin  ihre 
Ursache,  daß  hier  der  Granitmassiv  einen  Ausläufer  gegen  Kn in  ent- 
sendet. Derselbe  stößt  in  der  Stadt  Neu-Knin  an  einer  NO — SW- 
streichenden  (vielleicht  auch  prägranitischen)  Verwerfung  an  die 
algonkischen  Schiefer  und  wird  dann  in  seiner  NO-Seite  durch  einige 
jüngere  NW  verlaufende  Querstörungen  von  den  stark  umgewandelten 
algonkischen  Schichten  der  Umgebung  von  Sudovice  und  Pankov 
abgeschnitten.  Von  hier  setzt  der  Granit  gegen  NO  bis  zu  Slapy 
fort  und  dringt  hier  lappenförmig  in  die  Euler  Eruptivzone  ein. 

Im  Osten  der  Euler  Zone  treffen  wir  zuerst  einen  schmalen 
Streifen  umgewandelten  algonkischen  Schiefers,  welcher  sich  von  Chvä- 
talka  nordöstlich  von  Eule  über  Vcelni  Hrädek  und  Teletin 
bis  zu  der  Einschichte  Puncochäf  bei  Mefin  zieht  und  hier  in 
die  Netvofice  —  Neveklauer  Phyllitinsel  übergeht.  Hinter 
diesem  Streifen  stoßen  wir  wieder  auf  eine  Masse  des  mittelböhmischen 
Granites,  welche  wir  dann  bis  in  die  R  i  c  a  n  e  r  Gegend  verfolgen  können. 
Von  Puncochäf  verläuft  ihre  Grenze  über  Teletin,  Krnany, 
Hosteradi  ce,  Zampach,  den  westlichen  Abhang  des  Halife- 
b  e  r  g  e  s  bis  zu  P  o  h  o  f  geradlinig  und  zwar  vollkommen  parallel  mit 
der  Begrenzung  der  Euler  Zone ;  bei  P  o  h  o  f  biegt  sich  die  Grenze 
nach  ONO  und  setzt  dann  überSulice  bis  zum  Dorfe  Radim  o  vice 
fort,  wo  sie  von  einer  NW-streichenden  Verwerfung  plötzlich  unter- 
brochen und  gegen  Süden  verschoben  wird. 

Bei  der  Besprechung  des  Granites  mufö  hier  noch  eines  wichtigen 
Eruptivgesteines,  nämlich  des  B  oh  ut  in  er  Quarzdiorit  es  gedacht 
werden.  Dieses  Gestein  kommt  in  der  SW-Uragebung  von  Pfibram  vor 
und  wurde  durch  den  Bohutiner  Bergbau  entdeckt.  Neuerdings 
wurde  der  Quarzdiorit  von  B.  Stoßes  1B)  einer  detailierten  petrographi- 
schen  Durchforschung  unterzogen  und  es  sind  noch  weitere  Angaben 
(mehr  geologischer  Natur)  von  demselben  zu  erwarten.  Dieses  Tief  en- 
gestein bildet  eine  unregelmäßige  Masse  (einen  Stock),  die  an  der 
Grenze  zwischen  der  I.  Grauwackenzone  und  der  II.  Schieferzone  in 
die  Schichtenkomplexe  eingedrungen  ist  und  zur  Intrusion  sehr  wahr- 
scheinlich di^  Pfibramer  Lettenkluft  benutzt  hat.  Zwischen  B  oh  utin 
und  V  r  a  n  o  v  i  c  e  bei  R  o  z  m  i  t  ä  1  ist  in  der  SW  -  Fortsetzung  der 
Pfibramer  Lettenkluft  an  den  kambrischen  sowie  den  algonkischen 
Gesteinen  überall  eine  deutliche  kontaktmetamorphe  Umwandlung  zu 
konstatieren,  was  auf  das  Vorhandensein  eines  Tiefengesteines  hinweist. 
In  der  Tat  gibt  es  auch  zahlreiche  Stellen,  wo  die  dioritischen  Massen 
direkt  zutagetreten.  Diese  dioritischen  Massen  führen  uns  über 
Vranovice  und  Sedlice  zu  dem  Rozmitäler  Granodiorite 
und    stehen    durch    den    letzteren    mit  dem  mittelböhmischen  Granit- 


1S)  Studien  über  den  Bergbaurevier  von  Bohutjn.  Bull,  inter.  d.  böhm.  Akad., 
Prag  1917. 


|15|  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  253 

massive  im  Zusammenhange.  Wir  können  deshalb  den  Bohutiner 
Quarzdiorit  als  eine  Fazies  der  mittelböhmischen  Granitmasse  ansehen, 
die  bei  der  Bildung  der  letzteren  nach  der  Pffbramer  Lettenkluft 
weiter  in  das  Innere  des  Barrandiens  abgewandert  war. 

Schon  aus  der  gegebenen  Beschreibung  der  Granitgrenze  läßt 
sich  gewissermaßen  auf  das  Verhältnis  des  mittelböhmischen  Granit- 
massives zu  den  tektonischen  Phasen  der  paläozoischen  Gebirgsbildung 
schließen.  Wir  sehen,  daß  der  Granit  in  der  Zeit  emporgedrungen  ist, 
als  die  Längsstörungen  in  unserem  Gebiete  schon  vorhanden  waren, 
daß  er  also  jünger  ist  als  die  Haupt phase  der  varis- 
kischen  Gebirgsbildung.  Ferner  können  wir  schon  jetzt  be- 
merken, daß  manche  NW- streichenden  Querstörungen  den  Granit 
durchsetzen  und  demgemäß  postgranitischen  Alters  sind. 

Was  das  Verhältnis  des  Granites  zu  der  Euler 
Eruptivzone  betrifft,  so  ist  der  Granit  sicher  jünger  als  die  letzt- 
genannte Zone  von  Eruptivgesteinen.  Er  dringt  in  dieselbe  ein  und 
enthält  auch  losgerissene  Schollen  der  Gesteine  der  Euler  Zone 
häufig  eingeschlossen  (so  besonders  in  der  Anhöhe  „Na  Häjich" 
bei  Cim).  In  demselben  Sinne  äußern  sich  auch  Bar  vif16)  und 
Fi§er17),  denen  es  gelungen  ist,  Einschlüsse  von  den  Gesteinen  der 
Euler  Zone  im  Granite  nachzuweisen  und  mikroskopisch  zu  unter- 
suchen. Mit  besonderem  Nachdruck  muß  hier  aber  betont  werden, 
daß  die  Granitmassen  des  Gebietes,  das  ich  zu  begehen  Gelegenheit 
hatte,  überall  hypidiomorph  und  richtungslos,  beziehungsweise 
porphyrartig  erstarrt  sind.  Nirgends  lassen  sich  Druck- 
erscheinungen erkennen,  durch  welche  eine  Umwandlung  des 
Granites  in  Granitgneis  bedingt  wäre.  Speziell  in  der  Euler  Gegend 
sind  bisher,  nirgends  Zerdrückungen  im  Granite  vorgekommen,  welche 
auf  die  Wirkungen  des  Euler  Druckes  hinweisen  würden.  Die  den 
Granit  durchsetzenden  Spalten  verlaufen  meistens  unregelmäßig  und 
weisen  in  der  Regel  keine  auffallenden  Beziehungen  zur  NNO-Richtung 
auf.  Daraus  ersehen  wir,  daß  das  mittelböhmische  Granit- 
massiv in  der  Euler  Gegend  zu  derZeit  zur  Erstarrung 
kam,  in  welcher  der  gebirgsbildende  Druck  von  Eule 
schon  vollkommen  aufgehört  hatte. 

Wie  verhalten  sich  nun  die  oben  besprochenen 
kleinen  Diabasgänge  der  Pflbramer  und  Dobrlser  Gegend  sowie 
diejenigen  des  Moldaugebietes  zu  dem  mittelböhmischen 
Granitmassive?  Ich  bin  der  Ansicht,  daß  sie  durchgehends  älter 
sind.  Es  wurden  bis  heute  innerhalb  der  mittelböhmischen  Granitmasse 
in  unserem  Gebiete  nirgends  Diabasgänge  angetroffen,  welche  desselben 
Charakters  wären,  wie  die  im  algonkischen  und  kambrischen  Gebiete 
vorkommenden  Diabase.  In  der  Umgebung  von  Eule  sowie  im  Moldau- 
gebiete haben  wir  überdies  nachgewiesen,  daß  die  NNO  verlaufenden 
Diabase  manchenorts  noch  deutliche  Merkmale  der  Wirkungen  des 
Euler  Druckes   erkennen    lassen    Sie    müssen  demnach  noch   vor  der 


16)  H.  L.  Bar  vif,  0  vy^kytu    zlata  na  nekterych  dülezitejsich  naleziskäch 
ceskych.  Sitzungsber.  d.  kgl.  böhm.  Ges.  d.  Wiss.,  Prag  1896,  S.  22. 

17)  Jos    Fiser,  1.  c.  »),  S.  51. 

33* 


254  Di-.  Radim  Kettner.  [16] 

Beendigung  des  Euler  Druckes  emporgedrungen  sein,  während  der 
Granit,  wie  wir  eben  erörtert  haben,  erst  nach  dem  Aufhören  des 
Euler  Druckes  erstarrt  ist. 

An  diese  Stelle  unserer  Ausführungen  angelangt,  glauben  wir 
den  passenden  Augenblick  gefunden  zu» haben,  um  das  Verhältnis 
des  mittelböhmischen  Granitmassives  zur  ganzen  varis- 
kischen  Gebirgsbildung  in  Mittelböhmen  genauer  zu  bestimmen 
und  gleichzeitig  auch  die  Ursachen  und  die  Natur  des  Euler 
Druckes  sowie  anderer  tektonischer  Erscheinungen  in 
unserem  Gebiete  befriedigend  zu  erklären.  Bevor  ich  aber  diese 
Fragen  zu  beantworten  versuchen  werde,  möchte  ich  hier  eine  An- 
schauung entwickeln,  welche,  wie  ich  meine,  zur  Erklärung  des  ganzen 
tektonischen  Vorganges  der  paläozoischen  Gebirgsbildung  wesentlich 
beitragen  könnte. 

Die  in  Mittelböhmen  vorkommenden  und  im  Ganzen  NO  —  SW 
streichenden  algonkischen  und  altpalaeozoischen  Ablagerungen  besitzen 
ihre  Fortsetzung  in  Ostböhmen  in  den  algonkischen  und  altpaläo- 
zoischen Gebilden  des  Eisengebirges18),  sowie  in  den  unter  den 
Kreideablagerungen  der  Pardubitzer  Eibtalniederung  ver- 
steckten silurischen  Schichten 19).  Das  Streichen  der  ostböhmischen 
alten  Ablagerungen  ist  nicht  NO— SW,  wie  in  Mittelböhmen,  sondern 
NW — SO.  Es  müssen  die  ostböhmischen  algonkischen  und  altpaläo- 
zoischen Ablagerungen  also  mit  den  Sedimenten  des  Barrandiens 
einen  Bogen  bilden,  dessen  nördlicher  Teil,  die  eigentliche  Um- 
biegungsstelle  der  Streichungsrichtung,  von  den  Kreideablagerungen 
überdeckt  wird  und  einer  direkten  Beobachtung  entzogen  ist.  Man  darf 
aber  auf  das  Vorhandensein  eines  solchen  Bogens  mit  voller  Berech- 
tigung schließen.  Betrachten  wir  nur  die  leichte  Krümmung  des 
Streichens  der  alten  Ablagerungen  in  der  Umgebung  von  Prag  nach 
Osten,  sowie  die  Krümmung  der  Schichten  des  Eisengebirges  im 
Elbeteinitzer  Sporn  nach  WNW!  Durch  die  neuesten  Arbeiten 
K.  Hinterlechners20)  in  Ostböhmen  wurde  bereits  nachgewiesen, 
daß  gewisse  kohlenstoffhaltige  Sedimente  silurischen  Alters  aus  dem 
westlichen  Eisengebirge  einerseits  mit  der  moldanubischen  Graphitzone, 
anderseits  mit  dem  Graphitgebiete  an  der  mittleren  Säzava  zusammen- 
hängen und  demnach  ein  Bindeglied  zwischen   beiden  repräsentieren. 

Nach  den  Arbeiten  Hinterlechners  läßt  sich  annehmen,  daß 
die  vergneisten  Partien  des  Böhmisch-Mährischen  Hügellandes,  soweit 
sie  sedimentären  Ursprungs  sind,  meist  durch  die  mit  der  Intrusion 
der  Granitmassive  verbundene  Kontaktmetamorphose  aus  algonkischen 
sowie   aus   altpaläozoischen  Ablagerungen   entstanden  sind,  die  wahr- 


18)  J.  Krejfii  u.  R.  Heirah  ack  er,  Erläuterungen  zur  geologischen  Karte 
des  Eisengebirges.  Archiv  der  naturwiss.  Landesdurchforschung  von  Böhmen. 
V.  Bd  ,  1882. 

19)  J.  J.  Jahn,  Basalttuff-Breccie  mit  silurischen  Fossilien  in  Ostböhmen. 
Verhandl.  d    k.  k.  «eol.  R.-A.,  Wien  1896. 

20)  Ueber  metamorpbe  Schiefer  aus  dem  Eisengebirge  in  Böhmen.  Verhandl. 
d.  k.  k.  geol.  R.-A.,  Wien  1915.  Nr.  15,  und  Geologische  Mitteilungen  über  ost- 
böhmische Graphite  und  ihre  stratigraphische  Bedeutung  für  einen  Teil  des 
kristallinen  Territoriums  der  böhmischen  Masse.  Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A. 
1911,  Nr.  16. 


[17]  Kruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  255 

scheinlich  ursprünglich  in  demselben  Meere  sedimentiert  wurden,  wie 
die  Schichten  des  Barrandiens  und  diejenigen  des  Eisengebirges. 
Diese  Annahme  findet  ihre  Bestätigung  einerseits  in  dem  Vorkommen 
der  noch  nicht  metamorphosierten  altpaläozoischen  Grauwacken  und 
Schiefer  innerhalb  des  kristallinen  Gebietes  der  Umgebung  von 
Deutschbrod  (besonders  bei  Pfibyslav) 21)  und  von  Iglau  22),  ander- 
seits auch  in  der  Tatsache,  daß  in  den  dem  mittelböhmischen  Granit- 
massive aufgelagerten  „p  h  y  1 1  i  t  i  s  c  h  e  n  Inseln"  unzweifelhafte 
algonkische  und  altpaläozoische  Gebilde  erkannt  wurden,  die,  was 
ihre  fazielle  Ausbildung  betrifft,  den  Ablagerungen  des  Barrandiens 
beinahe  gleichen. 

Ferner  haben  uns  die  Untersuchungen  Hinterlechners 
gezeigt,  daß  das  Streichen  der  gefalteten  Gneiskomplexe  im  Böhmisch- 
Mährischen  Hügellande  mehrmalige  bogenförmige,  beziehungsweise 
sigmoidale  Umbiegungen  erfahren  hat 23).  Für  uns  ist  besonders 
das  Gebiet  zwischen  Deutschbrod  und  Uhlifske  Janovice 
(Kohljanovic)  beachtenswert,  wo  die  Gneiskomplexe  ähnliche  und  im 
ganzen  gleichsinnige  Umbiegung  mit  derjenigen  aufweisen,  die  für  die 
Verbindung  der  Ablagerungen  des  Barrandiens  mit  den  ostböhmischen 
altpaläozoischen  Gebilden  von  uns  angenommen  wird. 

Nach  den  im  vorigen  auseinandergesetzten  Betrachtungen  können 
wir  die  Ansicht  vertreten,  daß  das  vergneiste  Böhmisch- 
Mährische  Hügelland,  das  Eisengebirge  inbegriffen, 
mit  dem  Barrandien  ein  einheitliches  tektonisches 
(und  vielleicht  auch  stratigraphisches)  Ganzes  vorstell  t,  für  dessen 
Entwicklung  dieselben  tektonischen  Gesetze  und  dieselben 
tektonischen  Phasen  gemeinschaftlich  gelten  werden. 

Im  vergneisten  Gebiete  des  Böhmisch -Mährischen  Hügellandes 
nimmt  Hinterlechner  besonders  diese  zwei  Phasen  an24):  a)  „die 
eigentliche  Faltung,  also  die  Bildung  eines  Systems  von  Syn- 
und  Antiklinalen  und  b)  die  spätere  bogenförmige,  beziehungs- 
weise sigmoidale  Verbiegung  dieses  Falten  Systems  (sub  a). 
Der  letztere  Prozeß  wurde  zumindest  vornehmlich  von  Eruptionen 
begleitet".  Die  Ursache  der  während  der  zweiten  Phase  entstandenen 
Verlegungen  der  Faltensysteme  liegt  nach  Hinterlechners  Er- 
klärung am  wahrscheinlichsten  in  der  Einwirkung  des  karpathischen 
Bogens  auf  die  östlichen  Partien  der  böhmischen  Masse.  Selbstver- 
ständlich dürfte  diese  Einwirkung  in  die  paläozoische  Zeit  fallen  und 
ist  der  variskischen  Faltung  der  Karpathen  zuzuschreiben. 

Der  Druck,  welchem  die  Schichtenkomplexe  ihren  bogenförmigen, 
respektive  sigmoidalen  Verlauf  verdanken,  wirkte  im  ganzen  quer 
zur  Richtung  des  während  der  I.  Phase  sich  fortpflanzenden  Faltungs- 


2!)  K.  Hinterlechner,  Geologische  Spezialkarte  der  Österreich.  Monarchie, 
Blatt  Deutschbrod  (Zone  7,  Kol.  XIII)  und  Geologische  Verhältnisse  im 
Gebiete  des  Kartenblattes  Deutschbrod,   Jahrb.  d.  k.  k.   geol.  R.-A.  1907,  S.  262. 

")  Geologische  Spezialkarte  der  Österreich.  Monarchie,  Blatt  Iglau  (Zone  8, 
Kol.  XIII)  und  Vorlage  des  Spezialkartenblattes  Iglau,  Verhandl.  d.  k.  k.  geol. 
K.-A.,  Wien  1910,  Nr.  16. 

lS)  Geologische  Mitteilungen  über  die  ostböhm.  Graphite  etc.,  1.  c.  20). 

2*)  1.  c.  "),  S.  379. 


256  Dr-  Radim  Rettner  j"]gl 

druckes.  Da  es  dabei  zu  einer  großen  Raum  Verkürzung  der 
Erdkruste  gekommen  ist,  die  nur  bei  einem  Faltungsvorgange  möglich 
ist,  möchte  ich  die  zweite  Phase  Hin  terl  echners  als  die  der 
Querfaltung  bezeichnen.  Diese  Verkürzung  der  Erdkruste  war 
aber  anderer  Natur  als  diejenige,  welche  bei  der  ersten  Phase  statt- 
gefunden hat.  Die  Querfaltung  hat  nämlich  schon  gefaltete 
Schichtenkomplexe  angetroffen,  die  keine  größere  Faltung  mehr 
in  entgegengesetzter  Richtung  vertrugen.  Deshalb  besitzen  die  bei 
der  Querfaltung  entstandenen  Falten  nur  eine  lokale  Bedeutung  und 
sind  wegen  ihrer  Beschaffenheit  von  den  bei  der  ersten  Phase  ent- 
standenen Falten  sofort  zu  unterscheiden.  Das  Hauptresultat  der 
Querfaltungsphase  bestand  nach  meiner  Ansicht  darin,  daß 
der  durch  die  bei  der  I.  Phase  erzeugten  Faltensysteme 
gebildete  TeilderErdkruste  als  ein  Ganzes  windschief 
geworden  ist.  Der  bogenförmige,  beziehungsweise  sigmoidale 
Verlauf  der  Faltenkomplexe  ist  nicht  etwa  auf  die  Weise  zu  erklären, 
daß  die  ursprünglich  geraden  Faltenstränge  durch  die  Querfaltung  wie 
ein  Stock  horizontal  verbogen  wurden ;  vielmehr  handelt  es  sich  bei 
den  „Bögen"  und  „Sigmoiden"  um  tiefe  Aufschlußbilder 
der  bei  der  Querfaltung  erzeugten  windschiefen  Fläche,  die  nach  der 
Beendigung  der  variskischen  Gebirgsbildung  in  Böhmen  von  einer 
riegigen  Abtragung  betroffen  wurde  (um  die  Schnittlinien  der  wind- 
schiefen Fläche  mit  der  Erdoberfläche). 

Die  bei  der  Querfaltung  vorsichgegangene  Raumverkürzung  der 
Erdkruste  hat  meistens  dazu  beigetragen,  daß  einige  Komplexe 
gewölbeartig  gehoben  wurden  und  sich  auch  von  ihrer  Unter- 
lage abgelöst  haben.  Hand  in  Hand  mit  der  Hebung  der  Kruste 
drangen  von  unten  in  die  sich  bildenden  Hohlräume  granitische 
Massen  ein,  welche  den  unter  der  sich  ablösenden  Erdkruste  ent- 
stehenden Massendefekt  auszugleichen  hatten. 

Die  Graniteruptionen  im  Böhmisch -Mährischen 
Hügellande  und  im  mittleren  Böhmen  fallen  demnach 
mit  den  bei  der  Querfaltung  entstehenden  Verbiegungen 
der  Erdkruste  ungefähr  in  dieselbe  Zeitepoche.  Dabei 
hat  die  Querfaltung  wahrscheinlich  die  Graniteruptionen  begünstigt, 
ohne  sie  jedoch  direkt  zu  verursachen. 

Alle  bei  der  Querfaltung  auftretenden  Druck-  und  Spannungs- 
erscheinungen haben  sich  nur  auf  die  gewölbeartig  oder  windschief 
sich  verbiegende  feste  Erdkruste  beschränkt,  während  sich  darunter, 
in  den  noch  glutflüssigen  granitischen  Massen  eine  neutrale,  fast  span- 
nungslose Zone  befand.  Auf  diese  Weise  läßt  sich  erklären,  warum 
die  Granitmassen  überall  richtungslos  erstarren  konnten.  Dabei  muß 
aber  immer  die  Eruptionsphase  des  Granites  von  der  Erstar- 
rungsphase gut  unterschieden  werden.  Während  die  Eruption  noch 
in  die  Phase  der  Querfaltung  fällt,  hat  die  Erstarrung  der  Granit- 
massen erst  später,  wahrscheinlich  erst  nach  der  Beendigung  der 
mit  der  Querfaltung  zusammenhängenden  Druckerscheinungen  statt- 
gefunden. 

Kehren  wir  jetzt  zu  unserem  Arbeitsgebiete  zurück!  Die  Bildung 
der  NO — SW   streichenden  Faltenzüge   und  der  nach  SO  gerichteten 


|"l«j]  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Hügel  des  l?:irrandiens.  257 

Ueberschiebungen  scheint  im  Ganzen  mit  der  ersten  Phase  Hinter- 
lechners  übereinzustimmen.  Wir  wollen  diese  Phase  als  die  der 
Hauptfaltung  bezeichnen. 

Der  bogenförmige  Verlauf  der  unter  der  Kreide  zusammen- 
hängenden alten  Ablagerungen  des  Barrandiens  und  des  Eisengebirges 
ist  als  Resultat  der  Querfaltung  aufzufassen  und  dürfte  sich  in 
ungefähr  derselben  Zeit  gebildet  haben,  wie  der  Verlauf  der  die  ost- 
böhmischen Bögen  und  Sigmoiden  bildenden  Faltenstränge.  Unser  Gebiet 
liegt  im  Inneren  dieses  mittelböhmischen  variskischen 
Bogens.  Auch  dann,  wenn  wir  diesen  Bogen  nur  als  Aufschlußbild  der 
bei  der  Querfaltung  erzeugten  windschief  verbogenen  Fläche  betrachten 
wollen,  müssen  wir  notwendig  im  Inn  er  en  des  Bogens  die  größten 
Druckerscheinungen  voraussetzen  —  es  bedeutet  ja  die  Qnerfaltung 
doch  eine  Raumverkürzung  der  Erdkruste  —  und  in  der  Tat  finden 
wir  auch  in  unserem  Gebiete  prachtvolle  Beispiele  der  Zerdrückungen 
sowie  solcher  Erscheinungen,  welche  e"ine  Raumverkürzung  bezeugen. 
Es  gehört  hierher  vor  allem  der  oben  eingehend  und  mehrmals  be- 
sprochene Euler  Druck,  welcher  den  Eruptivgesteinen  der  Euler 
Zone  eine  parallele  Struktur  eingeprägt  und  die  prachtvolle  sekundäre 
Schieferung  und  die  weitgehende  Zerklüftung  der  Gesteinskomplexe 
der  Euler  Gegend  sowie  des  Kocäbagebietes  in  der  NNO-Rich- 
tung bewirkt  hatte. 

Die  Raumverkürzung  der  Erdrinde  beweisen  ferner  auch  einige 
Längsüberschiebungen  unseres  Gebietes,  die,  trotzdem  sie  im 
SO-Flügel  des  Barrandiens  vorkommen,  nicht  gegen  SO,  sondern 
nach  NW  gerichtet  sind.  Diese  Ueberschiebungen  sind  besonders 
durch  die  große  ZävistßrLängs Störung  repräsentiert,  nach  welcher 
die  algonkischen  Komplexe  im  Räume  zwischen  Mnisek  und  Kundra 
tice  über  die  untersilurischen  Ablagerungen  überschoben  wurden25). 
Längs  der  Störungslinie  verlieren  sich  nacheinander  die  einzelnen 
Stufen  des  Untersilurs:  c^ß,  dfl  und  d2.  Bei  Zävist  gegenüber  König- 
saal erscheint  die  Ueberschiebung  am  deutlichsten,  denn  hier  sind  auch 
die  Drabover  Quarzite  (d2)  aus  dem  Profile  vollkommen  ausgefallen. 
Die  alte  Ansicht,  daß  die  Zävister  Ueberschiebung  uns  eine 
Fortsetzung  der  Pfibramer  Lettenkluft  vorstellt,  findet  in 
den  neuesten  Aufnahmen  des  Verfassers  keine  Bestätigung.  Sie 
ist  ganz  selbständig  und  jünger  als  die  Lettenkluft,  bei 
der  überdies  auch  die  Richtung  der  Bewegung  eine  andere  ist  (nicht 
nach  NW,  sondern  nach  SO).  Die  Lettenkluft  verliert  sich  vollkommen 
im  Waldgebiete  östlich  vom  Lipizer  Tale  bei  Dobfis,  die  Zävister 
Störung  dagegen  beginnt  erst  zwischen  Kytin  und  Mni§ek  an  der 
Grenze  des  Algonkiums  gegen  das  Kambrium. 

Wir  haben  schon  oben  erwähnt,  daß  die  Zävister  Ueberschiebung 
nicht  die  einzige  in  unserem  Gebiete  ist,  bei  welcher  die  Schichten 
nach  NW  bewegt  würden.  Eine  ähnliche  Ueberschiebung  habe  ich  unter 
anderen  besonders  beim  Dorfe  Liben  (NW  von  Eule)  nachgewiesen,  die 
einen  deutlichen  Ausdruck  in  dem  Tälchen  findet,  welches  vom  Pytllk- 
T ei  che  zum  Dorfe  Okrouhlo  führt.  Prachtvoll  aufgeschlossene  nach 


2;i)-Vgl.  R.  Kettner,  1.  c.  ö). 


260  Dr.  Radim  Kettner.  [22] 

den  Set.  Johannes-Stromschnellen  und  Netvofice,  wo  ich 
solche  Störungen  durch  die  geologische  Aufnahme  konstatieren  konnte. 
Namentlich  ist  hier  der  Verwerfung  zu  gedenken,  die  von  Teletfn 
nach  SSO  über  Vysoky  Ujezd  und  das  westliche  Gehänge  des 
Holy- Berges  (Kote  516)  zur  Einschichte  SträZo  vna  verläuft  und 
eine  scharfe  Westbegrenzung  der  NetvoficerPhyllitinsel  gegen 
den  Jablonä-Dalesicer  Granitausläufer  verleiht. 

Zu  den  vulkanischen  Erscheinungen,  welche  der  Er- 
starrung des  Granites  gefolgt  sind,  gehören  teilweise  die  Eruptionen 
verschiedener  Ganggesteine,  teilweise  die  Bildung  der  an  den 
magmatischen  Herd  der  mittelböhmischen  Granitmasse  gebundenen 
Erzgänge.  Die  postgranitischen  Ganggesteine  beschränken  sich 
hauptsächlich  auf  das  Granitgebiet  und  dringen  nur  selten  auch  in 
die  benachbarten  Schichtenkomplexe  ein. 

Außerhalb  des  Granitmassives  pflegt  man  am  häutigsten  noch 
den  Minette-  und  Kersantitgängen  zu  begegnen.  Die  Stellung 
der  Minetten  im  Gefolge  der  mit  der  variskischeu  Gebirgsbildung 
verbundenen  Eruptivgesteine  ist  noch  nicht  überall  klargelegt.  Obwohl 
die  Minetten  und  Kersantite  manchenorts  den  Granit  durchsetzen 
(Milesov,  Horni  Lisnice  bei  Kamaik  a.  d.  Moldau,  Stare  hory 
bei  ByMz  östlich  von  Pfibram)  und  so  ein  jüngeres  Alter  als 
der  Granit  verraten,  so  scheint  es  dennoch  nicht  ausgeschlossen 
zu  sein,  daß  manche  Minetten  in  unserem  Gebiete  auch  älter  sein 
können.  Nach  J.  Schmid27)  dürfte  der  im  Lillsch achte  bei 
Pfibram  angetroffene  Minettegang  älter  sein  als  der  Grünstein.  Inwie- 
weit diese  Angabe  Schmids  richtig  ist,  muß  dahingestellt  bleiben, 
da  der  Li  11  schacht  schon  lange  verlassen  und  das  Minettevorkommen 
deswegen  unzugänglich  ist.  Was  mich  betrifft,  möchte  ich  den  Angaben 
Schmids  nie  viel  Vertrauen  schenken,  da  ich  mich  schon  genügend 
von  dem  geringen  Werte  der  Schmid'schen  Arbeit  überzeugt  habe. — 
Eine  Minette  ist  auch  aus  dem  August-Schachte  bei  Drkolnov 
bekannt,  die  hier  die  kambrischen  Schichten  in  der  östlichen  Richtung 
durchsetzt  und  vor  Jahren  von  K.  Vrba28)  als  Augit-Minette  be- 
schrieben wurde. 

Mehrere  Minetten  sind  aus  dem  Moldaugebiete  oberhalb 
Königsaal  bekannt.  Das  Verhältnis  dieser  Eruptivgesteine  zu  dem 
mittelböhmischen  Granitmassiv  ist  auch  hier  noch  nicht  befriedigend 
aufgeklärt,  da  die  Minetten  sich  ausschließlich  nur  auf  das  außer- 
granitische  Gebiet  beschränken.  Es  ist  mir  noch  nirgends  gelungen, 
einen  Minettegang  auch  in  dem  Granite  der  nächsten  Umgebung  der 
St.  Johannes-Stromschnellen  zu  finden.  Die  Minetten  streichen  hier 
gewöhnlich  NW  bis  NNW  und  durchdringen  nicht  nur  die  algonkischen 
Schichten  (zum  Beispiel  linkes  Moldauufer  südlich  von  Zäböhlice29), 


2T)  L.  c.  14)  S.  29  und  32. 

28)  Die  Grünsteine   des   PFibramer   Krzrevieres.   Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A., 
Wien  1877. 

,9)  B.  Miieha,  0  zilnych  horninach  od  Zäbßhlic  a  diabasu  od  Hodkovicek. 
Sitzungsber.  d.  kgl.  böhm.  Ges.  d.  Wiss.,  Prag  1900. 


[23]  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Barrandiens.  261 

Jarov30),  Brunsov31),  „Na  buku"32),  oberhalb  Stöchovice,  Eisen- 
bahnstrecke zwischen  Mokrovraty  und  N.-Knfn-Hf astice  beim 
km  6*9 33),  Säzavatal  unterhalb  P  i  k  o  v  i  c  e  u.  a.  a.  0.),  sondern  auch 
die  Euler  Eruptivzone  (St.v Johannes-Stromschnellen,  Säzava- 
tal  oberhalb  Pikovice,  Zampach  bei  Eule  etc.).  Auf  einer  Ex- 
kursion, die  ich  im  Frühjahr  1915  gemeinschaftlich  mit  dem  Herrn 
Prof.  Dr.  Fr.  Slavik  unternommen  habe,  haben  wir  im  Einschnitte 
der  Säzavabahn  gegenüber  dem  Mednik- Berge  (km  25*1 — 252) 
einen  ungemein  lehrreichen  Aufschluß  entdeckt :  ein  NNO  streichender 
Diabasgang  durchsetzt  hier  die  Gesteine  der  Euler  Zone  und  wird 
zugleich  in  der  NNW-Richtung  von  einem  Minettegange  durchbrochen. 
Der  Aufschluß  belehrt  uns,  daß  unter  den  Gesteinen,  welche  im 
Moldaugebiete  das  außergranitische  Territorium  durchsetzen,  die 
Minetten  am  jüngsten  sind. 

Von  den  Eruptivgängen,  welche  den  mittelböhmischen  Granit  in 
unserem  Gebiete  durchsetzen  und  so  die  Spaltungsprodukte  des  nach 
der  Erstarrung  des  Granites  übriggebliebenen  magmatischen  Restes 
vorstellen,  sind  besonders  Diorite  (Quarz-)Porphyrite  und 
Aplite  (bzw.  auch  Pegmatite)  zu  erwähnen.  Sie  kommen  hier  vor- 
nehmlich als  kleine,  nicht  besonders  lange  Gänge,  seltener  auch  als 
kleinere  Stöcke  vor.  Ihre  Verbreitung  im  Granitmassiv  ist  keine 
gleichmäßige.  Sehr  oft  bilden  sie  dichte  Schwärme.  In  jedem  dieser 
Schwärme  ist  bei  den  Eruptivgängen  gewöhnlich  eine  bestimmte  Durch- 
setzungsrichtung zu  beobachten,  was  darauf  hinzuweisen  scheint,  daß 
auch  im  Granit  die  Eruptivgänge  an  ein  bestimmtes  Spaltensystem 
gebunden  sind.  So  zeigen  die  kleinen  Dioritgänge  im  granitischen 
Gebiete  zwischen  Slapy  und  Neu-Knfn   eine  ONO-Richtung. 

Außerordentlich  interessant  ist  das  Granitmassiv  östlich  von 
Pfibram  (besonders  bei  Bytiz),  wo  in  ihm  zahlreiche  Eruptivgänge 
nachgewiesen  worden  sind.  Die  Diorit-  und  (Quarz-)  Porphyrit- 
gänge  dieses  Gebietes  besitzen  teilweise  eine  0  —  W-,  teilweise 
eine  NW  —  SO-Richtung  und  sind  als  gleichzeitige  Spaltungs- 
produkte aufzufassen ;  es  wurden  allmähliche  Uebergänge  zwischen 
den  Dioriten  und  den  bis  1  cm  große  Quarzdihexaeder  einschließen- 
den Porphyriten  beobachtet.  Auch  sind  hier  Beispiele  der  gemischten 
Gänge  vorgekommen,  bei  denen  das  Innere  aus  quarzreichem  Por- 
phyrit,  die  Ränder  aus  Diorit  bestanden.  —  Obwohl  die  erwähnten 
Gänge  den  unmittelbaren  Rand  des  Granites  durchsetzen,  beschränken 
sie  sich  ausschließlich  auf  den  Granit  und  dringen  nur  äußerst  selten 
auch   in  die  benachbarten   kambrischen   und   algonkischen   Komplexe 


30)  J.  Krejci  und  R.  He  Im  hack  er,  Erläuter.  zur  geol.  Karte  der  Umg. 
von  Prag.  Archiv  für  die  naturwiss.  Landesdurchforsch.  v.  Böhmen,  IV.  Bd.,  1880, 
pag.  201. 

31)  J.  Kl  van a,  Notizen  über  einige  Gesteinsarten  Böhmens.  Sitzungsber. 
d.  kgl    böhm.  Ges.  d.  Wiss.,  Prag  1881. 

82)  Em.  Bofick^,  Petrolog.  Studien  an  den  Porphyrgesteinen  Böhmens; 
beendet  von  .T.  Klvana.  Archiv  für  die  naturwiss.  Landesdurchforsch.  v.  Böhmen. 
Prag   1882. 

M)  R.  Kettner,  1.  c.  13). 

34* 


262  Dr.  Radim  Kettner.  [24] 

ein.  Dieser  Umstand  gibt  uns  Veranlassung  zur  Meinung,  daß  das 
Emporsteigen  der  Eruptivgänge  hauptsächlich  an  den  Spalten  erfolgte, 
die  sich  bei  der  Abkühlung  der  Granitmassen  gebildet  haben  und 
deshalb  als  Kontraktionsspalten  bezeichnet  werden  können. 
Das  interessante  Gebiet  in  der  Umgebung  von  Bytiz  wird  bald  von 
meinem  Freunde  Ingenieur  Dr.  Boh.  Stoöes  beschrieben  werden, 
so  daß  ich  hier  in  den  Einzelheiten  auf  die  Resultate  seiner  Arbeit 
hinweisen  kann. 

Die  Aplite  (bzw.  Pegmatite)  gehören  zu  den  jüngsten 
postgranitischen  Eruptivgesteinen.  Sie  kommen  sehr  häufig  am 
unmittelbaren  Granitraude  vor  und  entsenden  kleine  Adern  auch  in 
die  den  Granit  umgebenden  Sedimente.  Sehr  oft  wurde  beobachtet, 
daß  sie  auch  die  postgranitischen  Diorit-  und  Porphyritgänge 
durchsetzen. 

Die  letzten  Erscheinungen  des  paläozoischen  Eruptionsprozesses 
in  Mittelböhmen  sind  durch  zahlreiche  Erzgänge  repräsentiert. 
Unmittelbar  am  Rande  des  Granitmassives,  teilweise  noch  in  ihm, 
teilweise  schon  in  den  benachbarten  Gesteinskomplexen,  treten  über- 
all Goldquarzgänge  auf,  die  schon  im  Mittelalter  ausgiebig  abgebaut 
wurden  und  auch  jetzt  zur  regen  bergmännischen  Arbeit  Veran- 
lassung bieten.  Namentlich  sei  hier  folgender  Orte  gedacht:  Eule, 
Stöchovice,  Neu-Knfn,  Libciee,  Borotice,  Bytiz  usw. 
Die  Goldquarzgänge  sind  teilweise  aus  quarzigem  Schmelzfluß  erstarrt, 
teilweise  sind  sie  auch  von  den  heißen  Lösungen  abgesetzt  worden. 
Bei  den  aus  dem  Schmelzfluß  erstarrten  Goldquarzgängen  handelt  es 
sich  um  eine  äußerst  saure  Apiitabart,  wie  dies  schon  auch 
die  panidiomorph  körnige  Struktur  der  Quarzkörner,  die  Vergesell- 
schaftung mit  kleinen  Feldspatkörnchen  und  die  innige  Verknüpfung 
des  Gangquarzes  mit  den  normalen  Apliten  bezeugen.  Mit  den  aus 
heißen  Lösungen  entstandenen  Quarzgängen  pflegt  eine  große 
Zersetzung  des  Nebengesteins  verbunden  zu  sein,  die  z.B.  bei  Eule 
in  einer  deutlichen  Epidotisierung,  Serizitisierung  und 
Chloritisierung   der  Grünsteine  der  Euler  Zone  besteht. 

Entfernter  vom  Granit  begegnen  wir  den  Erzgängen  namentlich 
in  der  weiteren  Umgebung  von  Pfibram.  Daß  diese  Gänge  post- 
granitisch  sind,  bezeugen  die  Antimonit-Galenit-Gänge  von  Bohutin, 
die  den  Bohutfner  Quarzdiorit  durchsetzen,  oder  einige  Eisenstein- 
gänge, die  im  Granitmassive,  namentlich  bei  Slivice,  südlich  von 
Pfrbram,  auftreten.  Die  Erzgänge  der  Pfibramer  Gegend  pflegen  auf 
den  N — S  streichenden  Spalten  vorzukommen  und  sind  sämtlich  aus 
den  nach  der  Graniterstarrung  aufsteigenden  heißen  Lösungen  ab- 
gesetzt worden.  Der  Umstand,  daß  diese  Erzgänge  sehr  oft  die 
Diabase  begleiten,  führte  die  älteren  Forscher  zur  Ansicht,  daß 
zwischen  den  Erzgängen  und  den  Diabasen  ein  enger  genetischer 
Zusammenhang  besteht.  Wir  haben  schon  oben  darauf  aufmerksam 
gemacht,  daß  die  Vergesellschaftung  der  Erzgänge  mit  den  Diabasen 
eher  in  den  tektonischen  Ursachen  zu  suchen  ist.  Die 
Zerrung,  welche  durch  die  Erzeugung  der  N — S-Spalten  das  Auf- 
steigen der  Diabase  begünstigt  hatte,  dauerte  auch  später  fort,  und 
zwar   nicht  nur  nach   der  Bildung  der  Diabase,    sondern   auch   nach 


[251  Eruptionsfolge  im  südöstlichen  Flügel  des  Bnrrandiens.  2G3 

der  Erstarrung  des  Granites.  Bei  dieser  Zerrung  kam  es  manchen- 
orts dazu,  daß  sich  neue  Spalten  auch  in  den  Diabasen  selbst  oder 
in  ihrer  unmittelbaren  Nähe  gebildet  haben.  Die  zerrenden  Kräfte 
waren  augenscheinlich  auch  während  der  Bildung  der  Erzgänge  tätig, 
wie  es  am  besten  in  den  tiefen  Aufschlüssen  des  Birkenberger  Berg- 
baues deutlich  zu  ersehen  ist.  In  der  südlichen  Umgebung  von  Pfibram, 
so  besonders  bei  Zefcice,  Zdabof,  Vojna  usw.,  wurden  durch  die 
postgranitische  Zerrung  lange  und  ziemlich  breite  Zertrümmerungs- 
zonen erzeugt,  die  nordsüdlich  streichen  und  manchen  aufsteigenden 
erzbringenden  Lösungen  den  Weg  vorgezeigt  haben. 

Unter  den  Erzgängen  der  weiteren  Umgebung  von  Pfibram 
lassen  sich  etwa  folgende  Typen  unterscheiden  :  A  n  t  i  m  o  n  i  t- 
Galenitgänge  bei  Bo hutin,  Eisensteingänge  und  Silber- 
Blei-Zinkerzgänge.  Die  Eisensteingänge  sind  hauptsächlich 
im  Gebiet  südlich  von  Pfibram  überwiegend.  In  den  oberen  Partien 
dieser  Gänge  finden  wir  Eisenoxyd-  und  -hydroxydmassen,  zu  denen  sich 
auch  sehr  oft  Manganerze  gesellen ;  gegen  die  Tiefe  zu  scheint  die  Gang- 
füllung stellenweise  in  sideritische  Massen  zu  übergehen.  Die  Struktur 
der  Eisensteingänge  ist  entweder  eine  symmetrische  oder  eine  brek- 
zienartige,  namentlich  auf  den  N— S  streichenden  Zertrümmerungs- 
zonen der  Umgebung  von  Zezice,  Vojna  usw.  Da  der  Siderit  in 
den  Pfibramer  Silber-Blei-Zinkerzen  einen  ungemein  wichtigen  Bestand- 
teil bildet  und  da  auch  Silber-  und  Bleierze  auf  den  Eisensteingängen 
vorgekommen  sind,  glauben  wir  annehmen  zu  dürfen,  daß  zwischen 
der  Gruppe  der  Eisensteingänge  und  der  Silber-Blei- 
Zinkerzganggruppe  allmähliche  Uebergänge  existieren. 

Eine  interessante  Gruppe  unter  den  Erzgängen  des  Birken- 
berger Bergbaureviers  bilden  die  sogenannten  Pfibramer 
Dürrerze 34),  Gänge,  deren  Füllung  aus  feinkörnigem  erz- 
haltigem Quarz  besteht  und  deren  Struktur  eine  massige  ist.  Die 
symmetrischen  Erzgänge  werden  sehr  oft  von  den  Dürrerzen  durch- 
brochen. Diese  Tatsache  sowie  auch  andere  Gründe  führen  mich  zur 
Ansicht,  daß  die  Pfibramer  Dürrerze  mindestens  zum  Teil 
jünger  sind,  als  die  symmetrischen  Silber-Blei-Zinkerzgänge.  Obwohl 
die  Struktur  der  Dürrerze  von  derjenigen  der  symmetrischen  Gänge 
ganz  abweichend  ist,  ist  die  mineralogische  Zusammensetzung  der 
beiden  Gangarten  fast  dieselbe. 

Die  Goldquarzgänge,  die  durch  ihr  an  den  unmittelbaren 
Granitrand  gebundenes  Vorkommen  überall  eine  innige  Abhängigkeit 
vom  ursprünglichen  magmatischen  Herd  des  mittelböhmischen  Granit- 
massives bezeugen,  können  als  perimagmatische  Gänge35)  im 
Sinne    Bergeats36)     bezeichnet    werden.     Demgegenüber     würden 


3*)  Vgl.  A.  Hof  mann,  Kurze  Uebersicht  der  montan  geol.  Verhältnisse  des 
Pfibramer  Bergbaues.  Exkursionsführer  des  IX.  intern.  Geologenkongresses  in 
Wien  1903,  und  A.  Hofmann-F.  Slavfk,  lieber  die  Dürrerze  von  Pfibram. 
Bull,  int    d    böhm.  Akad.  1910. 

35)  Vgl.  Fr.  Slavik,  Die  Goldquarzgänge  Mittelböhmens.  Zeitschr.  f.  prakt. 
Geologie.  1914. 

36)  A.  Bergeat,  Epigenetische  Erzlagerstätten  und  Eruptivgesteine.  Fort- 
schritte der  Miner.,  Kristallogr.  und  Petrographie,  II.  Bd.,  Jena  1912. 


266  Dr.  Radim  Kettner.  [28] 

Eruptionen  folgten  dann  die  basischen  Glieder:  Porphyrite  und  ver- 
schiedene Grünsteine,  namentlich  Diabase.  Es  ist  nicht  ausgeschlossen, 
daß  mit  dem  Emportreten  einiger  Minetten,  also  sehr  basischer  Erup- 
tivgesteine der  vorgranitische  Spaltungsprozeß  abgeschlossen  wurde. 
Es  stiegen  nun  die  großen  granitischen  Massen  empor;  bevor  sie  zur 
definitiven  Erstarrung  gekommen  sind,  hat  sich  auch  in  ihnen  eine 
magmatische  Spaltung  abgespielt,  welche  zur  Bildung  verschiedener 
Strukturabarten,  saurer  oder  basischer  Randfazien  und  Schlieren 
Anlaß  gegeben  hat.  Im  ganzen  weisen  aber  die  das  mittelböhmische 
Granitmassiv  zusammensetzenden  Massen  eine  granodioritische 
Beschaffenheit  auf. 

Nach  der  Erstarrung  der  granitischen  Massen  entsendete  der 
magmatische  Herd  allem  Anscheine-nach  zuerst  die  basischen  Glieder : 
die  Minetten  und  Kersantite.  Nach  der  Abspaltung  dieser  Gesteine 
zerfiel  das  Stammagma  in  den  basischen  und  den  sauren  Teil,  was 
sich  in  den  beiläufig  gleichzeitigen  Eruptionen  von  Diorit-  und  (Quarz-) 
Porphyritgängen  am  besten  äußert.  Der  übriggebliebene  saure  Rest 
gab  den  Aplitgängen  ihre  Entstehung,  die  sich  zuletzt  abgespaltet 
haben  und  somit  die  „sauren  Nachschübe"  des  paläozoischen 
Eruptionsprozesses  bei  uns  bedeuten.  Die  schönen  granophyrischen 
und  schriftgranitischen  Strukturen,  welche  die  Aplite  sehr  oft  erkennen 
lassen,  weisen  darauf  hin,  daß  der  Schmelzfluß,  aus  welchem  sie 
kristallisiert  haben,  sich  im  eutektischen  Zustande  befand. 

Die  Nachklänge  der  ganzen  vulkanischen  Tätigkeit  äußern  sich 
in  dem  Aufsteigen  verschiedener  Erzgänge,  welche,  je  nachdem,  wie 
weit  vom  ursprünglichen  Herde  sie  in  den  Schichtenkomplexen  gelangt 
sind,  ihre  mineralogische  Zusammensetzung  und  ihre  Struktur  ändern. 


Zum  Schlüsse  möchte  ich  noch  folgendes  bemerken : 
Der  vorliegende  Aufsatz  ist  nur  als  ein  Versuch  der  Deutung 
der  verwickelten  tektonischen  und  vulkanischen  Verhältnisse  in  Mittel- 
böhmen zu  betrachten.  Obwohl  ich  mir  gut  bewußt  bin,  daß  ein  großer 
Teil  der  hier  niedergelegten  Ansichten  sich  im  Laufe  der  Zeit  viel- 
leicht auch  wesentlich  ändern  wird,  habe  ich  mich  entschlossen,  die- 
selben hier  deshalb  zu  veröffentlichen,  da  ich  glaube,  daß  diese  Arbeit 
auch  in  anderen  Teilen  desBarrandiens  zu  ähnlichen  Deutungsversuchen 
Anlaß  geben  und  vielleicht  auch  manche  interessante  Diskussion  des 
paläozoischen  Gebirgsbildungsprozesses  in  Mittelböhmen  hervorrufen 
wird 38). 

Pfibram,  im  April  1917. 

K.  k.  montanistische  Hochschule. 


3")  Die  Eruptionsfolge  im  Moldaugebiete  unterhalb  der  Set.  Jobannes- 
Stromschnellen  wurde  von  dem  Verfasser  bei  Gelegenheit  der  Tagung  der  V.  Ver- 
sammlung der  böhmischen  Naturforscher  und  Aerzte  in  Prag  (1914)  vorgetragen 
und  in  demselben  Jahre  in  „Sbornik  Gesk6  spolecnosti  K.emövöcüie'    publiziert. 


Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen. 

Paläontologische   Untersuchungen   nebst   kritischen   Bemer- 
kungen zur  Stratigraphie  der  böhmischen  Kreideformation1). 

Von  Privatdozent  Dr.  Josef  Woldfich  in  Prag. 

Mit  3  Tafeln  (Nr.  IV  [I]— VI  [III])  und  3  Textfiguren. 


Einleitung. 

Nördlich  von  der  Eisenbahnbrücke  an  der  Strecke  der  böh- 
mischen Nordbahn  wurde  bei  Neratovic  bei  der  Flußregulierung 
unweit  des  rechten  Elbeufers  ein  Fangdamm  errichtet.  Ehedem  ragte 
hier  bei  normalem  Wasserstande  der  felsige  Flußboden  über  den 
Wasserspiegel  empor.  Im  Laufe  der  stufenweisen  Vertiefung  des  Fang- 
dammes sowie  der  Absprengung  des  Felsens  konnte  ich  feststellen, 
daß  sich  hier  eine  längliche  Eruptivmasse  erhebt,  welche  stellenweise 
mit  Sedimenten  der  Kreideformation  bedeckt  war.  Dieselben  enthielten 
eine  reiche  und  oft  gut  erhaltene  Fauna. 

Das  genannte  Gebiet  liegt  im  Bereiche  einer  Kreideinsel,  welche 
den  sogenannten  Koryc an  er  Schichten  angehört.  Sie  bedecken  hier 
den  gewöhnlich  algonkischen  Untergrund.  Das  Algonkium  verläuft  in 
einer  breiten  Zone  vom  Moldauufer  gegen  NO  und  tritt  bei  Lob- 
kovic  und  Neratovic  stellenweise  nahe  an  das  linke  Elbeufer 
heran,  während  es  weiter  gegen  NO  am  rechten  Elbeufer  von  jüngeren 
Sedimenten  der  Kreide-  und  Diluvialformation  bedeckt  zu  sein  pflegt. 
Vgl.  Poöta's  geologische  Karte  der  weiteren  Umgebung  von  Prag 
(55  a)2). 

In  der  genannten  algonkischen  Zone  zwischen  dem  rechten  Moldau- 
und  linken  Elbeufer  sind  mehrfach  Denudationsreste  der  sogenannten 
Korycaner  Schichten  erhalten,  welche  hier  insbesondere  in  kalkiger 
Fazies  entwickelt  sind.  Sie  sind  hauptsächlich  aus  der  Gegend  zwischen 
dem  Augititberge  K o p e ö  und  den  Ortschaften  Korycany,  Vodolka 
und  Großdorf  bekannt.  Ein  Verzeichnis  der  reichen,  hier  aufge- 
fundenen Fauna  wurde  von  Friö  (9,  S.  231)  veröffentlicht.    Auch   in 

*)  In  böhmischer'  Sprache  erscheint  die  Arbeit  in  den  Abhandlungen 
der  böhmischen  Akademie  der  Wissenschaften  in  Prag. 

2)  Die  in  Klammern  angeführten  fetten  Zahlen  entsprechen 
den  laufenden  Zahlen  des  Literaturverzeichnisses  am  Ende  der 
Arbeit. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  J.  Woldfich.)      35 


268  Dr.  Josef  Woldfich.  [2] 

der  Neratovicer  Kreideinsel  ist  vorwiegend  eine  kalkige  Fazies  der 
Korycaner  Schichten  entwickelt  und  Versteinerungen  wurden  hier  von 
Herrn  Lehrer  Petrbok  insbesondere  bei  Kojetic  und  Lobkovic, 
ferner  bei  M 1  i  k  o j  e  d  gefunden.  Ein  Verzeichnis  derselben  von  den 
zwei  zuerst  genannten  Stellen  findet  man  bei  Friß  (18),  welcher 
jedoch  irrtümlich  unseren  algonkischen  Kieselschiefer 
im  Untergrund  der  Kreide  daselbst  einmal  als  sil  urisch, 
ein  anderes  Mal  als  kambrisch  anspricht. 


A.   Die  petrographische  Beschaffenheit   des   Eruptivkörpers 
und  unserer  Klippenfazies  der  Kreideformation. 

Unser  Eruptivkörper  hat  wohl  die  Gestalt  eines  länglichen 
Lakkolithen,  welcher  in  die  algonkischen  Sedimente  eindrang.  Der 
ursprünglich  ihn  umgebende  algonkische  Mantel  wurde  in  vorkreta- 
zischer  Zeit  durch  die  Denudation  beseitigt,  so  daß  die  große  Trans- 
gression   des  Kreidemeeres   den  Lakkolithen  bereits   entblößt  antraf. 

Bei  der  Vertiefung  des  Fangdammes  mußte  ein  großer  Teil  der 
Oberfläche  dieses  Lakkolithen  abgesprengt  werden,  so  daß  insbesondere 
der  nördliche  und  südliche  Teil  des  Fangdammes  schöne  Aufschlüsse 
im  monzonitischen  Gestein  darbot.  Das  Eruptivgestein  wird  von  zahl- 
reichen Spalten  der  verschiedensten  Richtungen  durchzogen,  nach 
welchen  es  in  unregelmäßige  kleinere  Stücke  zerfällt. 

Das  graue  Eruptivgestein  ist  großenteils  fein-  bis  mittelkörnig, 
seine  petrographische  Beschaffenheit  ist  sehr  veränderlich.  Stellen- 
weise enthält  es  reichlich  Pyrit. 

Unter  dem  Mikroskop  fand  ich  im  Dünnschliff"  folgende 
Zusammensetzung  der  feinkörnigen  Partien  des  Gesteins: 

Die  Feldspate  sind  durch  Orthoklas  und  Plagioklase  vertreten. 
Beide  pflegen  stark  umgeändert  zu  sein,  insbesondere  entsteht  aus 
ihnen  ein  Muskovit-Kaolin-Aggregat.  Zahlreich  und  charakteristisch 
ist  ein  brauner  Amphibol  vertreten;  einen  weiteren  Bestandteil 
bildet  ein  im  Dünnschliff  fast  farbloser,  makroskopisch  bräunlicher,  auf 
den  Spaltungsflächen  perlartig  und  metallartig  glänzender  Pyroxen. 
Es  ist  ein  rhombischer,  stengeliger  und  nur  schwach  bräunlich  pleo- 
chroitischer,  optisch  positiver  Pyroxen.  Im  Dünnschliff  tritt  haupt- 
sächlich nur  die  prismatische  Spaltbarkeit  hervor.  Er  ist  den  bron- 
zitischen  Pyroxenen  zuzurechnen.  Stellenweise  scheint  aus  ihm 
brauner  Amphibol  zu  entstehen. 

Olivin  tritt  im  Gestein  in  Form  von  Körnern  auf,  welche  von 
zahlreichen  Sprüngen  durchsetzt  werden;  er  ist  teilweise  in  Serpentin 
umgewandelt.  Quarz  füllt  als  jüngster  Gemengteil  stellenweise 
Zwischenräume  zwischen  den  übrigen  Gemengteilen  aus.  Spärlich 
tritt  Apatit,  Magnetit  und  Pyrit  auf;  Ilmenit  ist  zahlreich 
vertreten. 

In  Dünnschliffen,  welche  aus  anderen  Partien  des  Eruptiv- 
gesteinkörpers angefertigt  wurden,  fehlt  völlig  der  bronzitische  Pyroxen 


[3|  Die  Kieidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  269 

und  Olivin,  hingegen  tritt  reichlicher  ein  chlo ritischer  Gemengteil 
auf;  er  ist  arm  an  Fe  und  entstand  teilweise  aus  Biotit,  stellenweise 
auch  aus  dem  braunen  Amphibol.  Auch  Quarz  ist  reichlicher  vertreten. 

Nach  den  beschriebenen  Eigenschaften  gehört  das 
Gestein  in  die  Gruppe  der  Monzonite  und  ist  oft  von  gab- 
broidem  Charakter. 

Ueber  den  durch  Denudation  entblößten  Monzonitlakkolith  ergoß 
sich  das  Kreidemeer,  von  dessen  Grunde  sich  dieser  klippenartig 
erhob.  In  den  mehr  oder  weniger  seichten  Vertiefungen  seiner  Ober- 
fläche sind  uns  Ueberreste  der  Kreidesedimente,  welche  vielfach 
kleinere  oder  größere  Bruchstücke  des  an  der  Oberfläche  zerstörten 
Eruptivkörpers  enthalten,  erhalten  geblieben. 

Ich  fand  hier  folgende  Sedimente  vor: 

Grauer,  dichter  bis  sehr  feinkörniger  Kalkstein, 
spärliche  Quarz-  und  Glaukonitkörner  enthaltend.  Er  verbindet  oft 
auch  Bruchstücke  oder  Blöcke  des  Monzonits,  welche  mit  einer  grünen 
Glaukonitschicht  bedeckt  zu  sein  pflegen ;  das  Gestein  nimmt  so  stellen- 
weise ein  breccienartiges  Aussehen  an.  Es  liegt  an  der  Basis  unserer 
Kreideschichten  und  enthält  unter  anderem  überaus  zahlreiche  Brachio- 
poden,  hauptsächlich   Terebratula  phaseolina. 

Kalkige  Sandsteine  bestehen  aus  Quarzkörnern  und  kalkigem 
Zement ;  sehr  zahlreich  sind  auch  Glaukonitkörner  vertreten.  Spärlich 
treten  Glimmerschüppchen  auf.  Außerdem  enthält  der  Sandstein  auch 
kleinere  Bruchstücke  des  Monzonits  und  Kieselschiefergerölle. 

Sandig-mergelige  Schichten  enthalten  massenhaft  Exo- 
gyren  und  Ostreen. 

Eine  ähnliche  Klippenfazies  der  Korycaner  Schichten  ist  in 
Böhmen  ziemlich  verbreitet  und  von  zahlreichen  Autoren  beschrieben 
worden.  Ich  führe  als  Beispiele  nur  folgende  Lokalitäten  an:  Kolin, 
wo  kalkige  Schichten  mit  Pecten  acuminatus  Spalten  und  Vertiefungen 
im  Gneise  ausfüllen,  weiter  Kamaik,  Zbislav,  Radovesnic  (9), 
BusUhrad  (VA),  Pardubitz  (49),  Smrßek  usw.  Poöta  (52, 
III.  Teil,  S.  40)  hält  bereits  im  Jahre  1885  die  Korycaner  Schichten 
bei  Zbislav,  Kamaik  und  Kolin  für  ein  Litoralgebilde.  Jahn 
(29 ä)  beschreibt  drei  Züge  cenomaner  Klippenfazies  in  Böhmen; 
charakteristische  Lokalitäten  sind:  Elbeteinitz,  PfelauC,  Chol- 
titz,  Hefmanmöstetz  usw. 

Unser  Kalkstein  und  kalkiger  Sandstein  erinnert  vielfach  ins- 
besondere an  manche  Klippenfazies  des  sächsischen  Cenomans  (z.  B. 
am  Syenitrücken  bei  Plauen),  wie  sie  vortrefflich  und  übersichtlich 
von  Petrascheck  (48)  beschrieben  wurde. 


35' 


270  Dr.  Josef  Woldfich.  [4] 


B.  Paläontologischer  Teil 

Aus  den  beschriebenen  Kreideschichten,  welche  bei  der  Ver- 
tiefung des  in  der  Nähe  von  Neratovic  angelegten  Fangdamines 
abgesprengt  und  entblößt  wurden,  gewann  ich  im  Laufe  zahlreicher 
Exkursionen  eine  interessante  reichliche  Fauna,  in  welcher  Lame  111— 
branchiaten  und  Gastropoden  vorherrschen. 

Wie  bekannt,  gibt  es  keine  neuere  zusammenfassende  wissen- 
schaftliche Bearbeitung  der  böhmischen  Kreide  -  Lamellibranchiaten, 
ungeachtet  der  Rudisten,  deren  treffliche  wissenschaftliche  Durch- 
forschung wir  Poßta  (54)  verdanken;  einen  Teil  der  Inoceramen 
bearbeitete  Petrascheck  (50).  Die  sonst  treffliche  Reuß'sche 
Arbeit  „Ueber  die  Versteinerungen  der  böhmischen 
Kreidef  ormation"  (56)  ist  bereits  sehr  veraltet  und  braucht  auch 
viele  Berichtigungen  und  Nachträge.  Dasselbe  gilt  im  ganzen,  was  die 
Lamellibranchiaten  und  Gastropoden  anbelangt,  auch  von  den  Arbeiten 
Fric's,  welcher  in  seinen  „Durchforschungen  der  einzelnen 
Kreideschichten  Böhmens"  (9 — 15)  im  paläontologischen  Teile 
hauptsächlich  nur  Fossilienverzeichnisse  mit  Fundortangaben  und  nicht 
immer  gelungenen  Abbildungen  bietet.  Auch  in  seinem  „Illustrierten 
Verzeichnis  der  Versteinerungen  der  cenomanen  Kory- 
caner  Schichten"  (10),  das  im  Jahre  1911  erschien,  blieb  die 
neuere  Literatur  vielfach  unberücksichtigt,  so  daß  das  Verzeichnis 
vieler  sachlicher  Berichtigungen  sowie  auch  einer  Aenderung  der  ver- 
alteten Nomenklatur  bedarf.  Auch  in  den  „Gastropoden"  (66) 
Weinzettels  sind  viele  neuere  diesbezügliche  Publikationen  außer 
acht  gelassen,  zumal  dieseArbeit  erst  20  Jahre  nach  ihrer 
Beendigung  ohne  Ergänzungen  der  neueren  Literatur 
veröffentlicht  wurde! 

Aus  den  angeführten  Gründen  widmete  ich  der 
paläontologischenBearbeitungderLamellibranchiaten 
und  Gastropoden  von  Neratovic  besondere  Sorgfalt, 
indem  ich  mich  auf  die  neueste  Literatur  stützte.  Die 
genaue  Bestimmung  der  böhmischen  Kreide-Lamellibranchiaten  und 
vergleichende  Studien  an  denselben  pflegen  oft  durch  ihre  schlechte 
Erhaltungsweise,  insbesondere  was  das  Schloß  anbelangt,  erschwert  zu 
sein.  Eine  Bestimmung  der  Arten  nach  den  Steinkernen  ist  oft  un- 
sicher, ja  unmöglich. 

Bei  der  Zusammenstellung  der  die  einzelnen  Arten  betreffenden 
Literaturverzeichnisse  berücksichtigte  ich  in  erster  Reihe  die  Arbeiten 
über  die  böhmischen  Kreideschienten,  ferner  aber  auch  jene  Publi- 
kationen, welche  mir  in  dieser  oder  jener  Hinsicht  wichtig  zu  sein 
schienen.  Ein  vollständiges  Verzeichnis  der  paläontologischen  Literatur 
findet  man  in  der  schönen  „Monographie  der  englischen 
Lamellibranchiaten"  von  Woods  (71  u.  12). 


[5|  Die  Kreidefauna  ?on  Neratovic  in  Böhmen.  271 

I.  Lamellibranehiata. 

Familie:  Nuculidae  Gray. 

Genus:  Nucula  Lam. 

Nucula  sp.  (cf.  pectinata  [?])  Sow. 

Bloß  1  Steinkern,  ähnlich  der  Nucula  pectinata  von  Leobschütz, 
welche  Reuß  (56,  II.)  auf  Taf.  34,  Fig.  4  abbildet.  Ihre  Zugehörig- 
keit zu  N.  pectinata  Soiv.  ist  jedoch  zweifelhaft,  da  sie  nach  Woods 
(71, 1.,  S.  17  u.  18)  spitzere  Wirbel  hat  und  die  Schale  nicht  erhalten 
ist.  Auch  die  von  Geinitz  (21,  I.)  Taf.  49,  Fig.  12  und  (22,  II.) 
Taf.  16,  Fig.  6  abgebildeten  Nuculaarten  zählt  Woods  nicht  hierher, 
da  der  Hinterteil  der  Schale  gerundet  und  verhältnismäßig  länger  ist 
als  bei  der  englischen  Art. 

Auch  Friö  (10,  S.  40)  führt  aus  den  Korycaner  Schichten  bloß 
schlecht  erhaltene,  zweifelhafte  Steinkerne  an;  jedenfalls  scheint 
jedoch  das  von  ihm  aus  den  Dfinover  Knollen  (11,  S.  117,  Fig.  79) 
abgebildete  Exemplar  nicht  hierher  zu  gehören.  Nach  V.  Zahälka 
(80)  in  den  böhmischen  Formen  II— V,  VIII— X. 

Familie:  Nuculanidae  Stol. 
Genus :  Nuculana  Link. 

Nuculana  porrecta  (Reuss). 

1842.    Nucula  siliqua,  Geinitz,  Charakteristik  (19),  S.  77,    Taf.  20,    Fig.  28—29. 
1846.    —  porrecta,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  7,  Taf.  34,  Fig.  12—13. 

1  Steinkern  der  rechten  Schale.  Länge:  ca.  11  mm.  Höhe:  5  mm. 

Steinkern  glatt,  nach  hinten  stark  verlängert  und  schmäler  als 
am  Vorderteile.  Wirbel  im  zweiten  Drittel  der  Schalenlänge.  Charakte- 
ristisch sind  die  winkelig  gebrochenen  Schloßzähne. 

Geinitz  führt  als  Fundort  Tyssa  an;  Reuß  außerdem  noch 
den  untersten  Quader  von  Zlosejn  und  Mühlhausen,  V.  Zahälka  die 
Zone  II  (76,  S.  17),  Bf.  Zahälka  (73)  mehrere  Lokalitäten  aus  der 
Zone  II  (Korycaner  Schichten). 

Familie:  Arcidae  Lam. 

Genus:  Barbatia  Gray. 

Barbatia  Galliennei  [d'Orbigny). 

1844.  Area  Galliennei,    d'Orbigny,    Paleont.  franc.  (44),   III.,  S.  218,   Taf.  314. 

1873. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  220,  Taf.  48,  Fig.  20— 22. 

1895. Ti essen,  Subherc.  Tourtia  (64),  S.  482. 

1899.  Barbatia  —  Woods,  Cret    Lamellibr.  (71),  L,  S.  41,  Taf.  7,  Fig.  9a.  b. 

?1911.  Area  —  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  34,  Fig.   153. 

Mehrere  Steinkerne,  teilweise  mit  Skulptur. 
Länge:  53  mm.  Höhe:  ca.  30  mm. 


272  Dr.  Josef  Weidlich.  [ß] 

Dichtgedrängte  Radialstreifen  bedecken  die  Schalenoberfläche 
und  werden  von  konzentrischen  Streifen  durchquert.  Die  stumpfen 
Wirbel  liegen  im  Vorderteile  der  Schale,  bei  einem  meiner  Exemplare 
sind  sie  jedoch  ziemlich  weit  gegen  die  Mitte  gerückt.  Sie  gleichen 
völlig  den  von  d'Orbigny  abgebildeten  Exemplaren.  D'Orbigny  gibt 
eine"  Schalenlänge  bis  80  mm,  Geinitz  an  den  Plauenschen  Stücken 
bis  60  mm  an ;  der  von  Woods  abgebildete  Steinkern  hat  eine  Länge 
von  etwa  43  mm.  Die  von  Geinitz  abgebildeten  und  von  T  i  e  s  s  e  n 
angeführten  Schalen  sind  jedoch  ganz  bedeutend  kleiner.  Bei  dem 
von  Friß  abgebildeten  Steinkerne  ist  das  Verhältnis  von  Länge  und 
Höhe  ein  anderes  (51:35);  auch  ist  der  Vorderteil  der  Schale  viel 
kürzer  und  ganz  anders  geformt. 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  französischen  Cenoman, 
nach  B  a  r  r  o  i  s  in  den  Zonen  M.  inflatus,  Peden  asper  und  A.  läticlavius 
Frankreichs,  nach  Geinitz  im  unteren  Pläner  und  Quader  von  Sachsen, 
nach  Tiessen  in  der  unteren  Tourtia  am  Harze,  nach  Woods  in 
der  Zone  der  Schloenbachia  (Mortoniceras)  varians  (Basis  des  Chalk 
marl)  in  England,  nach  Fric  in  den  Korycaner  Schichten  bei  Korycan, 
Kuttenberg,  Zbyslav  und  Zlosejn  in  Böhmen,  nach  Jahn  (29a)  in 
der  Klippenfazies  der  Korycaner  Schichten,  nach  Petrascheck  (51) 
in  der  böhmischen  Zone  der  Actinocamax  plenus. 


Barbatia  Geinitzi  (Heuß). 
Taf.  IV  (I),  Fig.  1. 
1876.    Area  Geinitzi,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  11,  Taf.  34,  Fig.  31. 

1873. Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  55,  Taf.  16,  Fig.  7«,  b,  8. 

1889. Fric,  Teplitzer  Seh.  (13),  S.  79,  Fig.  63. 

1899.  Barbatia  ap  ,  cf.  Geinitzi,  Woods  (71),  L,  S.  42,  Taf.  7,  Fig.  10 a,  b,  11. 

Höhe:  9  mm.  Länge:  ca.  18  mm. 

Sehr  wenig  gewölbt,  sehr  charakteristisch  durch  die  Gestalt 
und  schöne  Skulptur.  Diente  Radialstreifen,  von  denen  insbesondere 
am  Vorderteile  der  Schale  öfters  je  2  paarweise  einander  genähert 
sind,  werden  von  zahlreichen  Längsstreifen  durchschnitten.  So  entsteht 
die  knotig-streifige  Oberflächenskulptur.  Sonst  völlig  übereinstimmend 
mit  der  von  Reuß  gegebenen  Beschreibung  und  Abbildung.  Von 
Jugendformen  der  B.  Gaüiennei  unterscheidet  sie  sich  dadurch,  daß 
der  Vorder-  und  Hinterrand  ziemlich  scharf  am  Schloßrande  abstößt, 
während  er  bei  letzterer  Art  gerundet  erscheint. 

Vorkommen.  Im  Chalk  rock  Englands  (Woods),  im  Pläner- 
kalke  von  Strehlen  und  im  oberen  Plänermergel  Sachsens  (Geinitz), 
im  Plänermergel  Böhmens  (Reuß),  nach  Fric  daselbst  in  den  Tep- 
litzer Schichten,  nach  Jahn  (29)  und  Krejci  (34)  auch  in  den 
Priesener  Schichten,  nach  Zahälka  (76)  in  der  Zone  VII.  Bei 
Neratovic  fand  ich  eine  linke  Schale  mit  teilweise  wohlerhaltener 
Skulptur. 


("71  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  273 

Barbatia  sp.  cf.  striatula  (Reuß). 
Taf.  IV  (I),  Fig.  2. 

1843.  Cucullaea  striatula,  Reuß,  Geogn.  Skizzen  (57),  II.,  S.  195. 

1844.  Area  Hugardiana,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,   S.  216,  Taf.  318, 

Fig.  4—6. 
1846.    Area  striatula,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  12,  Taf.  84,  Fig.  28. 

Höhe:  8,  10,   13  mm.  Länge:  14,  17,  23  mm. 

Die  schwachgewölbten  Schalen  sind  dicht  mit  Radialstreifen 
versehen,  welche  von  schmäleren  Zwischenfurchen  getrennt  werden. 
Konzentrische  Anwachsstreifen  treten  hauptsächlich  nur  in  der  Nähe 
des  Unterrandes  auf.  Die  Wirbel  sind  weit  nach  vorn  gerückt.  Der 
Vorderteil  der  Schale  ist  viel  schmäler  und  kürzer  als  der  Hinter- 
teil. In  der  Mitte  ist  die  Schale  etwas  eingedrückt.  Vorderrand  rund, 
Unterrand  gerade,  Hinterrand  rund  und  mit  dem  hinteren  Schloßrande 
einen  stumpfen  Winkel  bildend.  Längs  einer  Erhebung,  die  von  den 
Wirbeln  gegen  die  hintere,  untere  Ecke  der  Schale  verläuft,  senkt 
sich  die  Schale  zur  Analfläche. 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  französischen  Albien,  nach 
Reuß  im  unteren  Quader  und  Plänermergel  in  Böhmen.  Bei  Neratovic 
sehr  häufig. 

Barbatia  sp.f  cf.  tricarinata  Geinitz. 

Taf.  IV  (I),  Fig.  3. 
1840.    Area  sp.,  Geinitz,  Charakteristik  (19),  S.  50,  Taf.  10,  Fig.  7. 
1872.    —  tricarinata,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  221,  Taf.  48,  Fig.  23. 

Zwei  linke  Schalen  mit  Skulptur.  Länge  der  größeren:  25  mm, 
Höhe :  13  mm. 

Die  Oberfläche  mit  dichten  Querstreifen  bedeckt,  welche  von 
zahlreichen  Anwachsstreifen  durchquert  werden.  Wo  sich  beide 
kreuzen,  entstehen  knotenförmige  Erhebungen.  Ueber  die  Analfläche, 
welche  ziemlich  jäh  von  der  Rückenfläche  abfällt,  verlaufen  mehrere 
deutlich  gekörnelte  Kiele.  Die  Wirbel  liegen  etwas  vor  der  Mitte 
der  Schale.  Etwa  in  der  Mitte  ist  die  Schale  insbesondere  in  der 
Nähe  des  Unterrandes  schwach  eingebuchtet. 

Fundorte.  Nach  Geinitz  im  unteren  Pläner  und  in  den 
Konglomeratschichten  des  unteren  Quaders  in  Sachsen.  Bei  Neratovic 
2  Schalen. 

Barbatia  vendinensis  (d'Orbigny). 

1844.    Area  vendinensis,   d'Orbigny,    Paleont.  franc.  (44),  III.,    S.  220,  Taf.  315 
Fig.  4-7. 

1897. Fric,  Chlomeker  Seh.  (15),  8.  57,  Fig.  63. 

1899.    Barbatia  —  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (71),  I.,  S.  41. 

Ein  Skulptursteinkern  der  rechten  Schale. 
Fundort.    Nach  d'Orbigny  im  französischen  Cenoman,  nach 
Woods   im  Chalk  marl   in  England,    nach   Friß  in   den  Chlomeker 


276  Dr.  Josef  Woldfich.  [10] 

angeführte  Form  ist  etwas  kürzer.  Zahälka  (79)  führt  Mod.  con- 
centrica  Goldfuß,  die  nach  Geinitz  (20,  S.  198)  identisch  sein  soll 
mit  Mod.  laevigata  vom  Postelberge  bei  Geinitz  (19,  S.  78,  Taf.  20, 
Fig.  35)  und  mit  Mod.  aequalis  Sow.,  aus  seinen  Zonen  II  und  IV  an.  Die 
Mod.  laevigata  ist  von  wesentlich  anderer  Form  und  gehört  wohl  einer 
anderen  Art  an,  während  Mytilus  concentricus  Münster  bei  Goldfuß 
(23,11,  S.  178,  Taf.  138,  Fig.  5)  sehr  verwandt  zu  sein  scheint;  er 
stammt  aus  der  Kreide  von  Haldem. 


Modiola  reversa  Sowerby. 

Taf.  IV  (l),   Fig.  6. 

1844.  Mytilus  semiradiatus,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  277,  Taf  341, 
Fig.  1-2. 
nicht  1844.  —  reversus,  d'Orbigny,  ibidem,  S.  264,  Taf.  337,  Fig.   1—2. 
1846.  Modiola  reversa,  Reuß,  Verateiner.  (56),  IL,  S.  15,  Taf.  33,  Fig.  9. 

?  1873. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  216,  Taf.  48,  Fig.  9. 

1900.  —    -    Woods,    Cret.    Lamellibr.   (71),    I.,    S.  94,    Taf.    15,    Fig.  15—18; 
Taf.  16,  Fig.  1-3. 

1  linke  Schale ;  Länge :  25  mm,  größte  Hohe :  13*5  mm.  Der 
stumpfe  Wirbel  ist  ganz  nach  vorn  gerückt.  Die  Schale  breitet  sich 
gegen  hinten  aus,  so  daß  der  Hinterrand  etwa  doppelt  so  hoch  als 
der  Vorderrand  ist.  Vom  Wirbel  verläuft  eine  Furche  gegen  den 
Unterrand,  der  infolgedessen  an  einer  Stelle  etwas  eingebuchtet  ist. 
Hinter  dieser  Furche  wird  die  Schale  etwas  von  der  Mitte  der  Schalen- 
länge von  einem  Bündel  schiefer  Radialstreifen  bedeckt.  Sonst  weist 
die  Schale  ziemlich  grobe  konzentrische  Anwachsstreifen  auf,  welchen 
parallel  noch  eine  feine  Streifung  verläuft. 

Vorkommen.  D'Orbigny  führt  die  identische  Art  Mytilus 
semiradiatus  aus  dem  französischen  Cenoman  an;  sein  Myt.  reversus 
gehört  jedoch  nicht  hierher  auf  Grund  der  weiter  nach  hinten 
gerückten  Wirbel  und  einer  anscheinend  ziemlich  scharfen  über  den 
Rücken  verlaufenden  Kante.  Reuß  führt  undeutliche  Steinkerne  aus 
dem  unteren  Plänerkalke  von  Laun  in  Böhmen  an.  Geinitz  führt 
die  Art  aus  dem  unteren  Pläner  in  Sachsen,  aus  den  Grünsandsteinen 
im  Kieslingwalde  und  aus  dem  oberen  Quader  in  Böhmen  an.  Nach 
Woods  kommt  sie  im  englischen  Upper  Greensand  und  Cenoman  vor. 


Modiola  (geuus?)  arcacea  Geinitz. 

1849.  Mytilus  arcaceus,  Geinitz,  Quadersandst.  (20),  S.   168,  Taf.  10,  Fig.  12. 

1873.  Modiola  arcacea,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  218,  Taf.  48,  Fig.  16—18. 

1871. Stoliczka,  Pelecypoda.  (61),  S.  373. 

li)09. Wanderer,  Tierversteiner.  (65),  S.  38,  Taf.  7,  Fig.  3. 

1  Steinkern  der  rechten  Schale.  Diese  Muschel  wurde  von 
Geinitz  provisorisch  zu  Modiola  gestellt,  gehört  jedoch  wohl  sicher 
nicht  hierher.  Nach  Stoliczka  gehört  sie  viel  eher  zu  den  Car- 
ditinen,  etwa  zu  Mijtiliwrdia  oder  Carditdmera. 


Ml]  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  277 

Vorkommen.  Nach  Geinitz  im  unteren  Pläner  von  Sachsen, 
nach  Jukes-Browne  und  Hill  (30)  im  Cenoman  von  Devon. 


Modiola  (Mytüicardia  ?)  clathrata  d'Archiac. 

Taf.  IV  (I),  Fig.  7  a,  b. 

1847.  Mytilus  clathratus,    d'Archiac,    fossiles    du    Tourtia    (1),    S.    306,    Taf.  15, 

Fig.  4  a,  b. 
1871.  Modiola  (?)  clathrata,  Stoliczka,  Pelecyp.  (61),  S.  373. 

1  linke  Schale  und  Steinkerne  der  rechten  Schale.  Länge  der 
linken  Schale :  9-5  mm,  Höhe :  5*5  mm,  Wirbel  terminal,  ziemlich  spitz. 
Vorderrand  konkav,  an  der  Grenze  mit  dem  Unterrande  höckerartig 
hervorspringend.  Unterrand  gerade,  Hinterrand  gerundet  und  in  den 
fast  geraden  Oberrand  übergehend.  Vom  Wirbel  verläuft  ein  deutlicher 
Kiel  gegen  die  untere,  hintere  Schalenecke.  Nach  oben  und  hinten 
fällt  die  Schale  allmählich,  nach  unten  jedoch  steil  ab.  Ueber  die 
ganze  Oberfläche  verlaufen  ziemlich  grobe  Radialstreifen,  die  von 
etwas  breiteren  Furchen  getrennt  werden.  Konzentrische  Längsstreifen, 
welche  die  Furchen  und  Querstreifen  durchqueren,  verursachen  eine 
verhältnismäßig  grobe  und  deutliche  netzartige  Skulptur  der  Ober- 
fläche (Fig.  7  b). 

Nach  Stoliczka  mag  diese  Art  zu  Modiola  gehören,  doch 
erinnert  der  Charakter  ihrer  Schale  sehr  an  Mytilicardia. 

Vorkommen.  Nach  d'Archiac  bei  Tournay;  bisher  nur  aus 
der  Tourtia  bekannt  gewesen. 


Genus:  Lithodomus  Cuv. 

Lithodomus  sp.  cf.  oblong us  d'Orbigny. 

Taf.  IV  (I),  Fig.  8. 

1844.  Lithodomus  oblongus,  d'Orbigny,  Palewit.  franc.  (44),  III.,  S  289,  Taf.  344, 
Fig.  4-6. 
?  1900.  —  rugosus,  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (71),  I.,  S.  105,  Taf.  17,  Fig.  4—6. 
1911.  —  oblongus,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S    36,  Fig.  37. 

Eine  linke  Schale,  oval,  nach  hinten  etwas  breiter  werdend. 
Länge:  125  mm,  Höhe:  6  mm.  Wirbel  fast  terminal.  Konzentrische 
Anwachsstreifen,  zwischen  welchen  man  noch  eine  feine,  parallele 
Streifung  beobachtet,  bedecken  die  Oberfläche.  Wohl  verwandt  mit 
Lithod.  rugosus  d'Orbigny  (44,  III.,  S.  295,  Taf.  346,  Fig.  1—3),  von 
welchem  sie  sich  jedoch  durch  das  Fehlen  des  radialen  Streifen- 
bündels unterscheidet.  In  dieser  Beziehung  gleicht  unser  Exemplar 
völlig  dem  vielleicht  identischen  Lithod.  rugosus?  bei  Woods. 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  französischen  Neocom, 
nach  Fric  in  den  Korycaner  Schichten  Böhmens  bei  Smrcek,  Zbyslav 
und  Korycan.  Lithod.  rugosus  wird  von  d'Orbigny  aus  dem  Cenoman 
Frankreichs,  von  Woods  aus  dem  englischen  Cenoman,  von  Friß 
von  Korycan  (Korycaner  Schichten  10,  S.  38)  angeführt. 

36* 


278  Dr.  Josef  Woldfich.  [12] 

Genus:  Septifer  Recluz. 
Septifer  lineatus  (Sowerby). 

Taf.  IV  (I),  Fig.  9  a,  b. 
1840.  Modiola  Cottae,  Geinitz,  Charakteristik  (19),  II.,  S.  56,  Tat'.  10,  Fig.  5. 
1844.  Mytilus  lineatus,    d'Orbigny,   Paleont.    franc.  (44),  III.,  S.  266,  Taf.  337, 

Fig.  7-9. 
1846.  —   Cottae,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  14,  Taf.  33,  Fig.  4. 
1873.  Modiola  — ,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  214,  Taf.  48,  Fig.  4—8. 
1889.  Mytilus  — ,  Friß,  Tep litzer  Seh.  (13),  S.  79,  Fig.  66. 
?1889.  Septifer   lineatus,    Holzapfel,    Aachener   Kreide   (28),    S.   216,    Taf.   25, 

Fig.  10—13. 
1893.  Mytilus  (Septifer)   Cottae,  FriC,  Chlomeker  Seh.  (15),  S.  57,  Fig.  65. 
1900.  Septifer   lineatus,    Woods,    Cret.    Lamellibr.    (71),    I.,    S.   106,    Taf.    18, 

Fig.  1-12. 
1911.  Mytilus  — ,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  36. 

Zahlreiche  Schalen  und  Steinkerne. 

Vom  Wirbel  bis  zum  Hinterrande:  ca. 57,  38,  28,  22,  17  u.  11  mm. 
Senkrecht  hierzu:  20,  15,  12,  11,  8*5  und  6  mm. 

Wirbel  terminal,  etwas  nach  unten  gekrümmt.  Der  Schalenrand 
springt  an  ihnen  flügelartig  etwas  hervor.  Unterrand  gerade  oder 
schwach  konkav,  Hinterrand  gerundet,  Oberrand  schwach  konvex. 
Längs  einer  geraden  oder  etwas  verbogenen  Achse,  die  sich  von  den 
Wirbeln  gegen  den  unteren  Hinterrand  hinzieht,  ist  die  Schale  mehr  oder 
weniger  konvex  gekrümmt.  Von  dieser  Achse  fällt  die  Schale  gegen 
den  Unterrand  steil  unter  einem  rechten  Winkel  ab,  während  der 
obere  Teil  des  Rückens  allmählich  gegen  den  Oberrand  absinkt.  Bei 
Steinkernen  junger  Individuen  tritt  anstatt  der  konvexen  Rückenachse 
geradezu  ein  ziemlich  scharfer  Kiel  auf. 

Die  Oberfläche  ist  mit  dichtgedrängten  Radialstreifen  bedeckt, 
welche  sich  insbesondere  gegen  das  Hinterende  der  Schale  öfters 
dichotomisch  teilen.  Ueber  die  ganze  Schalenoberfläche  verlaufen 
außerdem  noch  dichte,  konzentrische  Längsstreifen,  durch  welche  die 
Querstreifen  ein  gekörneltes  Aussehen  erlangen.  Die  zweifache  Streifung 
bedingt  die  äußerst  zierliche  Gitterstruktur  der  Oberfläche.  In  unregel- 
mäßigen Intervallen  beobachtet  man  außerdem  noch  gröbere  Anwachs- 
streifen. An  einer  einzigen  Stelle  fehlt  die  Querstreifung;  es  ist  dies 
ein  kleines  Feld  hinter  den  Wirbeln  auf  der  unteren,  flachen  Seite 
der  Schale. 

Die  vertikale  Platte  unter  der  Schloßplatte,  welche  Woods  an 
Steinkernen,  Holzapfel  an  den  Aachener  Exemplaren  beobachtete, 
weist  die  Art  zur  Gattung  Septifer  zu. 

Vorkommen.  Nach  Geinitz  im  tiefsten  unteren  Pläner, 
unteren  Quadersandstein,  oberen  Pläner  in  Sachsen,  nach  d'Orbigny 
im  Neocom  und  Cenoman  Frankreichs,  nach  Holzapfel  im  Aachener 
Grünsande,  nach  Woods  in  der  Unter-  und  Oberkreide  Englands, 
nach  Reuß  im  oberen  Plänerkalk  von  Hundorf  und  im  Hippuriten- 
kalke  von  Kuölin  in  Böhmen,  nach  Friö  in  den  Korycaner  Schichten 
von  Kamaik  bei  Lobkovic,  in  den  Teplitzer  und  Chlomeker  Schichten 


[13]  Die  Kreidefauna  von  Neratovie  in  Böhmen.  279 

in  Böhmen.  Zahälka  (79,  S.  107)  führt  nur  die  Zone  X  an!  Die 
Zugehörigkeit  der  Holzapf e'l 'sehen  Exemplare  zu  dieser  Art  ist 
zufolge  der  abweichenden  Krümmung  und  Breite,  der  anderen  Skulptur 
wohl  sehr  zweifelhaft,  wie  bereits  auch  Woods  angibt.  Holzapfel 
sieht  in  der  Veränderlichkeit  des  Aachener  Vorkommens  bloß  „eine 
Abnormität  einer  nach  ungewöhnlich  langer  Dauer  vor  dem  Erlöschen 
stehenden  Art".  In  ähnlicher  Weise  weicht  auch  die  Abbildung  bei 
Fric  (15,  Chlomeker  Schichten)  ab;  doch  scheint  dies  wohl  nur  ein 
Mangel  der  Abbildung  zu  sein,  da  ich  mich  in  der  Sammlung  des 
böhmischen  Landesmuseums  von  der  Identität  der  Originale  mit 
Septifer  lineatus  überzeugen  konnte. 

Die  Exemplare  von  Neratovie  stimmen  insbesondere  völlig  mit 
jenen  bei  Geinitz  und  Woods  überein.  Bfet.  Zahälka  (73)  führt 
die  Art  auch  noch  aus  seiner  Zone  II  bei  Votvovic  und  Holubic,  aus 
der  Klippenfazies  der  Zone  II  in  der  Kreide  des  westlichen  Moldau- 
gebietes an. 

Interessant  ist  die  große  vertikale  Verbreitung  dieser  Art, 
welche  fast  die  ganze  Kreidezeit  andauerte.  Sie  ist  bei  Neratovie 
sehr  reichlich  vertreten. 


Mytilus  (Septifer?)  Pocta-i1)  n.  sp. 
Taf.  IV  (I),  Fig.  10  a— c. 

Länge  zwischen  dem  Wirbel  und  Hinterrande:  20,  10  mm. 
Senkrecht  dazu  in  der  Schalenmitte:  11,  6  mm. 

Wirbel  terminal,  spitzig.  Vom  Wirbel  verläuft  zur  unteren, 
hinteren  Ecke  eine  ziemlich  scharfe  Kante;  dieselbe  ist  fast  gerade 
oder  schwach  gekrümmt.  Eine  stärkere  Krümmung  derselben  nach 
unten  beobachtet  man  knapp  vor  dem  Wirbel.  Von  dieser  Kante 
fällt  der  flach  oder  insbesondere  vorn  schwach  konkave  Unterteil 
der  Schale  senkrecht  ab  (Fig.  106)  oder  er  ist  sogar  etwas  nach 
innen  überkippt,  während  der  Oberteil  flach  gewölbt  erscheint.  Der 
Unterrand  ist  gerade  und  geht  unter  einem  stumpfen  Winkel  in  den 
Hinterrand  über.  Letzterer  bildet  zusammen  mit  dem  Vorder-  und 
Oberrand  eine  halbmondförmige  Biegung. 

Die  Oberfläche  der  Schale  ist  mit  feinen  Radialstreifen  bedeckt, 
welche  wiederum  von  konzentrischen  und  stärkeren  Anwachsstreifen 
gekreuzt  werden,  so  daß  ein  feines  Netzwerk  entsteht.  Die  Skulptur 
gleicht  wesentlich  jener  bei  Septifer  lineatus.  Leider  konnte  ich  bei 
keinem  Exemplar  das  Schloß  untersuchen,  um  die  eventuelle  Zu- 
gehörigkeit dieser  Art  zur  Gattung  Septifer  feststellen  zu  können. 

Diese  neue  Art  erinnert  einigermaßen  an  junge  Exemplare  von 
Septifer  lineatus.  Doch  tritt  die  Rückenkante  bei  letzteren  nie  so 
scharf  hervor;    der  Winkel,    welchen  der  Rückenkiel  mit  dem  Ober- 


1)  Nach  Ph.  Pocta,  ord.  Professor  der  Geologie  und  Paläontologie  an  der 
böhm.  Universität  in  Prag,  dessen  großes  Verdienst  es  ist,  die  Spongien,  Antho- 
zoen,  Rudisten  und  Bryozoen  der  böhm.  Kreideformation  wissenschaftlich  ver- 
arbeitet zu  haben  (52—55). 


280  Dr.  Josef  Woldfich.  1 14] 

rande  einschließt,  ist  bei  Septi/er  lineatus  bedeutend  kleiner  (vgl. 
Taf.  IV  [I],  Fig.  9  und  10  a),  der  Unterteil  der  Schale  ist  bei  demselben 
nie  überkippt,  wie  in  unserem  Falle.  Ein  weiterer  wesentlicher  Unter- 
schied ist  das  Fehlen  des  der  Radialstreifen  bloßen  Feldes  bei  Mytilus 
(Septi/er?)  Poctai  sowie  seine  verhältnismäßig  bedeutende  Breite,  seine 
Gestalt  usw. 

Die  Gestalt  und  der  Umriß  der  Schalen  ist  ähnlich  jener  bei 
Septifer  tegulatus  Müll.  (28,  S.  218,  Taf.  25,  Fig.  1—5),  doch  weist 
diese  Art  keine  Radialstreifung  auf! 

Ich  fand  zwei  Schalen  und  zwei  Steinkerne  dieser  neuen  Art. 


Familie:  Spondylidae  Gray. 
Genus:  Spondylus  Linnee. 

Spondylns  striatus  (?)  (Sowerby). 

1846.  Spondylus  striatus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  37,  Taf.  40,  Fig.  5.  10,  11. 

1847. d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  8.  660,  Taf.  453. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  186,  Taf.  42,  Fig.  1-3. 

1877. Friö",  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  138. 

1901.  -    —  Woods,  Cretac.  Lamellibr.  (71),  I.,  S.  119,  Taf.  21,  Fig.  1—5. 
1911; Fric\  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  45. 

Diese  Art  wird  von  d'Orbigny  aus  dem  französichen  Cenoman, 
von  Geinitz  aus  dem  unteren  Pläner  von  Sachsen,  von  Woods 
aus  dem  Lower  Greensand,  Upper  Greensand  und  Certoman  Englands, 
von  Reuß  aus  Konglomeratschichten  von  Teplitz,  aus  dem  Hippuriten- 
kalke,  Grün-  und  Exogyren-  und  Plänersandstein  Böhmens  angeführt; 
Friß  zitiert  die  Art  in  seiner  Arbeit  über  die  Weißenberger  und 
Malnitzer  Schichten  sowie  aus  den  Korycaner  Schichten. 

Von  Geinitz  wurde  diese  Art  für  ein  Leitfossil  der  ceno- 
manen  Schichten  angesehen,  was  allerdings  nicht  zutrifft,  da  sie  ja 
auch  z.  B.  im  französischen  Gault,  in  der  englischen  Unterkreide,  in 
der  turonen  Gosaukreide  angeführt  wird.  Bei  Neratovic  zwei  Schalen. 

Familie:  Pectinidae  Lam. 

Genus:  Pecten  Müller. 

Subgenus:  Entolium 

Pecten  (Untolium)  membranaceus  Nihson. 

1846.    Pecten  membranaceus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  26,  Taf.  39,  Fig.  4. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  191,  Taf.  43,  Fig.  8—11. 

1893. Michael,  Cenoman  von  Cudowa  (38»,  S.  195. 

Nach  Reuß  fast  in  allen  Schichten  der  böhmischen  Kreide- 
formation, nach  Geinitz  im  unteren  Quadersandstein  und  unteren 
Pläner  von  Sachsen.  Unser  Exemplar  entspricht  der  längeren  Varietät 
von  Pecten  membranaceus  bei  Geinitz  (Fig.  11).  Nach  Michael  im 
oberschlesischen  Cenoman.    In  Frankreich  nach  Barrois  (2)  in  der 


[15 1  Die  Kreidefauna  von  Ncratovic  in  Böhmen.  281 

Zone  ä  Amm.  inflatus,  ä  Pecten  asper,  ä  Am.  laticlaoiiis.  In  Böhmen 
nach  B.  Zahälka1)  (73)  in  den  Zonen  II  u.  III.  Nach  V.  Zahälka 
in  IV/>,  V,    Xb-c  etc. 

Bei  Neratovic  eine  Schale. 


Subgenus:  Chlamys 
Peden  (Chlamys)  comans   Roemer. 

1841.    Peden  comans,  Roemer,  Norddeutsches  Kreidegeb.  (58),  S.  51,  Taf.  8,  Fig.  6. 
?  1843.    —    -  Geinitz,  Charakteristik  (19;,  III.,  6.  83. 
1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  29,  Taf.  39,  Fig.  13. 

Für  diese  Pectenart  sind  insbesondere  folgende  Merkmale 
charakteristisch.  Auf  der  Oberfläche  der  Schale  treten  zwischen  je 
zwei  stärkeren  Querrippen  eine  schwächere  auf;  dieselben  werden  von 
zahlreichen  konzentrischen  Streifen  durchschnitten,  so  daß  sie  fein 
gekerbt  erscheinen.  Schuppenartige  Erhebungen  treten  auf  den  Quer- 
rippen nur  in  der  Nähe  des  Vorder-  und  Hinterrandes  auf;  auch 
sind  hier  die  Zwischenräume  zwischen  den  einzelnen  Rippen  bedeutend 
größer  als  in  der  Mitte  der  Schale  und  man  beobachtet  in  ihnen 
eine  deutliche  schräge  Streifung. 

Das  Auftreten  von  Schuppen  bloß  am  Vorder-  und  Hinterrande 
sowie  die  schräge  Streifung  unterscheiden  diese  Art  von  Pecten 
elongatus.  Letzteres  Merkmal  weist  wohl  auf  eine  Verwandtschaft  mit 
Pecten  (Chlamys)  Robinaldinus  d'Orbigny  hin.  Ich  möchte  diese  Art  also 
nicht  wie  Woods  (71,  L,  S.  174—176),  mit  Pecten  elongatus  vereinigen. 
B.  Zahälka  (73)  führt  Pecten  elongatus  als  Synonym  des  Pecten  comans 
aus  der  Klippenfazies  der  Zone  II  bei  Debrno  an. 

Vorkommen.  Nach  Roemer  im  Hilskonglomerat  bei  Essen, 
nach  Geinitz  im  Konglomerat  von  Oberau  in  Sachsen,  nach  Reuß 
im  Hippuritenkalk  von  Großdorf  in  Böhmen.  Unsere  Exemplare  sind 
etwas  spitzer  als  bei  den  genannten  Autoren. 

Pecten  (Chlamys)  Galliennei  d'Orbigny. 

Taf.  IV  (I),  Fig.   11. 

1817.  Pecten  Galliennei,   d'Orbigny,   Paleont.    franc.  (44),    III.,    6.  608,  Taf.  436, 

Fig.  5—8. 
1847.  —  Passyi,  d'Archiac,  fossiles  du  Tourtia  il),  S.  309,  Taf.  15,  Fig.  9. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  196,  Taf.  44,  Fig.  6. 

1902.  —   Robinaldinus,  var.  Galliennei,  Woods,  Cretac.  Lamellibr.  (71),  I.,  S.  181. 

Höhe:  39,  44,  53  mm.  Länge:  32,  33,  40  mm. 

Die  Wirbelkanten  laufen  in  spitzem  Winkel  zusammen.  Die 
Radialstreifen  sind  stellenweise  knotig;  die  Zwischenräume  zwischen 
denselben    sind    in    der  Mitte  der   Schale   parallel   und   etwas  wellig 


*)  Die  bei  Bf.  Zahälka  angeführten  Zonen  entsprechen  der  älteren  Zonen- 
einteilung V.  Zahälkas,  nach  welcher  die  Zone  II  im  ganzen  =  Korycaner 
Schichten,  die  Zone  III  etwa  =  Weißenberger  Schichten  sind. 


282  Dr.  Josef  Woldf ich.  Jj6] 

gestreift.  Gegen  die  Seitenränder  nimmt  diese  Streifung  eine  schräge 
Richtung  an,  bis  sie  an  den  Rändern  nahezu  senkrecht  zu  den 
Querrippen  steht.  Oefters  schiebt  sich  eine  schwächere  Rippe  zwischen 
zwei  stärkere  ein. 

Das  vordere  Ohr  ist  rechtwinklig,  das  hintere  kleiner  und 
stumpfwinklig.  Das  vordere  Ohr  der  linken  Schale  trägt  gröbere 
Radialstreifen,  ist  aber  außerdem  noch  parallel  zu  seinem  Vorder- 
rand fein  gestreift. 

Woods  hält  diese  Art  für  eine  Varietät  von  Pecten  (Chlamys) 
Robinaldinus  d'Orbigny ;  sie  unterscheidet  sich  von  letzterer  allerdings 
nur  durch  die  Rippen  am  vorderen  linken  Ohr  sowie  durch  das 
Fehlen  jeglicher  Dornen  auf  den  Querrippen. 

Fundorte.  D'Orbigny  führt  die  Art  aus  dem  französischen 
Cenoman,  d'Archiac  aus  der  Tourtia  de  Tournay,  Woods  aus  der 
Unterkreide  und  dem  Cenoman  Englands,  Geinitz  aus  dem  unteren 
Pläner  in  Sachsen,  Jahn  (29«)  aus  der  Klippenfazies  der  Korycaner 
Schichten,  Petrascheck  (51)  aus  der  Zone  des  Actinocomax  plenus 
in  Böhmen  an.  Sehr  häufig  bei  Neratovic. 


Pecten  (Chlamys)  acuminatus  Geinitz. 

Textfigur  1  und  2. 
1843.  Pecten  acuminatus,  Geinitz,  Charakteristik  (19),  III,  S.  84,  Tat'.  21,  Fig.  6. 

1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  29,  Taf.  39,  Fig.  20—21. 

1847. d'Archiac,  fossiles  du  Tourtia  (1),  S.  309,  Taf.  16,  Fig.  3. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  194,  Taf.  43,  Fig.  16;  Taf.  44,  Fig.  1. 

nicht  1883. Fric,  Iserschichten  (12),  S.  116,  Fig.  89. 

1909. Wanderer,  Tierversteiner.  (65),  S.  30,  Taf.  5,  Fig.  8 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  44,  Fig.  201. 

Höhe:  46,  54,  63,  76  mm.  Länge:  34,  39,  49,  58  mm. 

Schalen  flach  gewölbt,  Wirbel  spitz.  Vorderer  Schloßrand  schwach 
konkav,  der  hintere  Schloßrand  gerade.  Vorder-,  Unter-  und  Hinter- 
rand ineinander  übergehend  und  oval.  Die  Ohren  scharf  von  der 
Schale  getrennt.  Das  vordere  Ohr  der  linken  Schale  (Fig.  2)  recht- 
winkelig, unterhalb  der  Mitte  eingebogen,  das  hintere  Ohr  kleiner  und 
stumpfwinkelig.  Beide  Ohren  scheinen  mit  konzentrischen  Anwachs- 
streifen und  Radialstreifen  verziert  gewesen  zu  sein.  Das  vordere  Ohr 
der  rechten  (Fig.  1)  Schale  im  unteren  Teile  sehr  stark  und  wellen- 
förmig eingebogen  und  parallel  hierzu  wellenförmig  gestreift;  das  hin- 
tere wie  bei  der  linken  Schale.  Oberrand  der  Ohren  etwas  schief  zur 
Schalenachse.  Bei  Geinitz  (Elbtalgeb.  und  Charakteristik)  sind  die 
Ohren  nicht  ganz  richtig  abgebildet;  ebenso  nicht  bei  Reuß  (Fig.  21). 

Ueber  die  Oberfläche  der  Schale  verlaufen  zahlreiche  grobe 
Querrippen,  welche  durch  breitere  Furchen  getrennt  werden.  Die 
Furchen  und  Querstreifen  werden  von  konzentrischen  feinen  und 
wellenförmigen  Linien  sowie  von  spärlichen  gröberen  Anwachsstreifen 
durchquert.  Da  die  in  der  Literatur  angeführten  Abbildungen  meist 
die  Ohren  nicht  richtig  angeben,  füge  ich  nachfolgend  eine  Abbildung 


[17]  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  283 

der  Gestalt  uud   konzentrischen  Streifung  der  Ohren  der   linken  und 
rechten  Schale  bei. 

Die  Schale,  welche  Friö  in  seinen  Iserschichten  abbildet,  gehört 
zufolge  ihrer  schuppigen  Verzierungen  wohl  nicht  hierher.  In  seinen 
Korycaner  Schichten  führt  F  r  i  ö  als  synonyme  Art  den  Pecten  cretosus 
bei  Goldfuß  (23,  IL,  Taf.  94,  Fig.  2,  S.  58)  an;  auch  dieser  gehört 
nach  seinen  schuppigen  Rippen  eher  zu  P.  elongatus. 

Nach  d'Archiac  sollen  bei  der  französischen  Art  die  Quer- 
rippen gleich  breit  sein  wie  die  Zwischenfurchen ;  das  trifft  allerdings 
bei  unseren  Exemplaren  nicht  zu,  obwohl  sie  sonst  völlig  einander 
gleichen. 

Fig   1. 


Die  Ohren  der  rechten  Schale  von  Pecten  acuminatus. 
Fig   2 


Die  Ohren  der  linken  Schale  von  Pecten  acuminatus. 

Barrois  (2,  S.  252)  führt  P.  acuminatus  aus  dem  Aptien  von 
Blangy  an ;  auch  hier  sind  die  Rippen  durch  gleich  breite  Furchen 
getrennt.  Sonst  scheint  die  französische  Art  in  Gestalt  und  Form  der 
Ohren  völlig  der  unsrigen  und  der  Reuß'schen  Art  zu  gleichen. 
Von  P.  acuminatus  bei  d'A  r  c  h  i  a  c  soll  sie  sich  durch  die  Skulptur 
der  Ohren  und  die  geringere  Anzahl  der  Rippen  unterscheiden. 

Vorkommen.  Nach  Geinitz  im  unteren  Quadersandstein  und 
im  unteren  Pläner  von  Sachsen;  Geinitz  führt  als  Fundort  auch 
den  cenomanen  Grünsand  von  Le  Mans  in  Frankreich  an.  Nach 
d'Archiac  in  der  cenomanen  Tourtia  de  Tournay,  nach  Barrois 
(2)  im  Aptien  bei  Blangy  in  Frankreich,  nach  Jukes  Browne- 
Hill  im  Cenoman  von  Devon  in  England.  Außerdem  im  baltischen 
Cenoman  (Nö tling,  42),  in  Böhmen  nach  Fr iö  an  zahlreichen  Fund- 
orten, insbesondere  der  Klippenfazies  der  Korycaner  Schichten,  nach 
Petrascheck  noch  in  der  Zone  des  Actinocamax  plenus  in  Böhmen, 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  J.  Woldfich.)     37 


284  Dr.  Josef  Woldfich.  [18] 

nach  Zahälka  (80,  S.  7  und  131)  Leitfossil  für  die  Klippenfazies 
seiner  Zone  II,  die  er  zum  Aptien  rechnet.  Bei  Neratovic  gehört 
P.  acuminatus  zu  den  am  reichlichsten  vertretenen  Arten. 


Subgenus :  Aequipecten 
Pecten  (Aequipecten)  decemcostatus  Münster. 

18S3.  Pecten  decemcostatus,  Goldfuß,  Petref.  Germaniae  (23),  IL,  S.  53,  Taf,.  92, 

Fig.  2. 

1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  28,  Taf.  39,  Fig.  14. 

?  1846.  —  rarispinus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL.  S.  31,  Taf.  39,  Fig.  15. 

1872.  —  decemcostatus,    Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  IL,  S.  35,  Taf.  II,  Fig.  8—9. 
1905.  —  —  Petrascheck,    Zone  des  Actinocamax  plenus  (51),  S.  429,  Taf.  10, 

Fig.  5-7. 

Goldfuß  führt  einen  Steinkern  der  linken  Schale  aus  dem 
Quadersandstein  von  Schandau  bei  Dresden  an,  nach  Geinitz  im 
Mittelquader  Sachsens,  nach  Jukes  Browne-Hill  (31)  im  Ceno- 
man  in  Devon;  Reuß  fand  diese  Art  im  oberen  und  unteren  Pläner- 
kalk,  in  den  Konglomeratschichten  und  im  Hippuritenkalk  von  Kuölin, 
im  Pläner-,  Grün-  und  Exogyrensandstein  in  Böhmen.  Petrascheck 
schließt  aus  der  übrigen  mit  dem  „turonen"  P.  decemcostatus  vorkom- 
menden Fauna,  daß  der  Pläner  von  Zohsee  bei  Landskron  dem  Ceno- 
man  angehören  kann.  In  der  Sammlung  des  böhmischen  Landes- 
museums sah  ich  unter  den  Versteinerungen  der  Korycaner  Schichten 
auch  P.  decemcostatus  von  Pfemyälan,  außerdem  wird  er  von  Friß  (9) 
auch  von  KnöEivka  angeführt.  Von  Neratovic  liegt  eine  Schale  vor. 

Subgenus:  Neithea. 
Pecten  (Neithea)  quinquecostatus  Sowerby. 

Taf  IV  (I),  Fig.  12. 

1846.  Pecten  versicostatus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II,  S.  31.  (Teilweise.) 

1847.  Janita  quinquecostota,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  632,  Taf.  441 

Fig.   1-5. 
1872.   Vola  quinquecostata,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  S.  201,  Taf.  45,  Fig.  8-9. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  i22),  IL,  8.  36,  Taf.  10,  Fig.  17     18. 

1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  137. 

1883. Fric,  Iserschichten  (12),  S.  116,  Fig.  90. 

1889. Fric,  Teplitzer  Seh.  (13),  S.  85. 

1903.  Pecten  {Neithea)  quinquecostatus,    Woods,  Cret.  Lamellibr.  (71),    L,    S.    202, 

Taf.  39,  Fig.  14-17;  Taf.  40,  Fig.   1-5. 

Höhe:  ca.  15  mm.  Länge:  11  mm. 

Zwischen  je  zwei  der  sechs  gröberen  Rippen  liegen  je  vier 
niedrigere  Rippen,  von  welchen  wiederum  die  zwei  mittleren  stärker 
sind  als  die  seitlichen. 

Vorkommen.  Im  Cenoman  Frankreichs  (d'Orbigny),  in  der 
Zone  ä  Pecten  asper  und  A.  laticlavius  daselbst  (nach  Barrois,  2),  in 
der  Unter-  und  Oberkreide  Englands  (Woods),  im  unteren  Quader- 
sandstein, unteren  Pläner  und  Plänerkalke  von  Sachsen,  in  Zahälka's 


[19]  Die  Kreidef'auna  von  Neratovic  in  Böhmen.  285 

Zonen  IV  b,  V,  VII — X,  in  den  Weißenberger,  Malnitzer,  Iser  und 
Teplitzer  Schichten  Böhmens  nach  Friö.  Teilweise  gehört  zu  dieser 
Art  auch  P.  rersicostafus  bei  R  e  u  ß.  Bei  Neratovic  eine  rechte  Schale. 

Pecten  (Neitkea)    Woodsi  n.  sp. 

Tuf.  IV  (I),  Fig.  13. 

1833.  Pecten   striatocostatus,   Gold  fuß,   Petref.    Germaniae  (23),    S.   55,   Taf.   93, 
Fig.  2f,gC?2a  und  b,  nicht  Fig.  2  c,  d,  et). 

Höhe :  40  mm.  Länge :  44  mm. 

Unsere  sehr  schön  erhaltene  linke,  flache  Schale  weist  sechs  breite 
Falten  mit  etwas  breiteren  Zwischenfurchen  auf.  In  letzteren  liegen 
zwischen  je  zwei  Falten  drei  schmälere  Faltenrippen,  welche  wiederum 
von  seichten  konkaven  Furchen  getrennt  werden  (s.  Taf.  IV  [I],  Fig.  13). 
Während  die  Furchen  auf  der  Außenseite  im  Durchschnitt  konkav  er- 
scheinen, ist  ihre  Innenseite  ganz  flach.  Die  ganze  Innenseite  der  Schale 
ist  mit  zahlreichen,  mehr  oder  weniger  feinen  Radiallinien  bedeckt. 
Die  sechs  Falten  am  Unterrande  springen  deutlich  hervor,  außerdem 
wird  dieser  von  einem  wulstigen,  schwarzen  Sauine  begleitet,  wie  dies 
auch  Goldfuß  (Fig.  29)  darstellt.  Etwa  parallel  zum  Unterrande  und 
den  Seitenrändern  verlaufen  zickzackförmlge  Anwachslinien.  Die  Ober- 
fläche der  Außenseite  der  Schale  ist  dicht  konzentrisch  gestreift. 

Das  schön  erhaltene  hintere  Ohr  der  Schale  wird  von  zahl- 
reichen ausstrahlenden  Linien  bedeckt,  die  gegen  den  hinteren  Teil 
des  Ohres  gröber  werden  und  von  konzentrischen  Anwachsstreifen 
dicht  durchquert  sind.  Der  ganze  Oberrand  des  Ohres  ist  fein  gekerbt, 
sein  Hinterrand  an  der  Basis  stark  eingebogen.  Vom  vorderen  Ohre 
ist  nur  ein  kleiner  Teil  erhalten.  Der  Wirbelwinkel  ist  spitz. 

Unsere  linke  Schale  stimmt  völlig  mit  den  Abbildungen  2/,  g 
des  Pecten  striatocostatus  bei  Gold  fuß  überein,  da  jedoch  dieser 
Name  von  Favre  (8),  Holzapfel  (28),  Woods  (71)  für  die 
Figuren  2  c,  d,  e  bei  Goldfuß  beibehalten  wurde  und  die  in  Fig.  2a, 
b,  f,  g  abgebildeten  Schalen  allgemein  für  eine  andere  Art  gehalten 
werden,  womit  auch  ich  völlig  übereinstimme,  muß  letztere  neu 
benannt  werden.  Es  sind  also  bei  Goldfuß  nach  Favre  und  Holz- 
apfel unter  dem  Namen  Pecten  striatocostatus  zwei  Arten  zusammen- 
gefaßt, die  nicht  zueinander  gehören.  Als  Pecten  striatocostatus  wird 
nach  Holzapfel  jene  Art  bezeichnet,  welche  schmale  Rippen  und 
breite  Zwischenräume  hat,  sowie  4—6  Radialstreifen  besitzt,  zwischen 
die  sich  noch  je  ein  feiner  Zwischenstreifen  einschiebt  (bei  Goldfuß 
Fig.  2  c,  d,  e) ;  dagegen  hat  die  andere  Art  (Fig.  2  a,  b)  längsgestreifte 
Rippen  von  gleicher  Breite,  wie  die  zwischen  ihnen  liegenden  Furchen. 
Erstere  tritt  im  Senon  von  Dänemark,  Aachen,  Lemberg  und  im 
Chalk  rock  Englands  auf  und  zu  ihr  gehört  also  Pecten  striatocostatus 
bei  Goldfuß  (23,  Taf.  93,  Fig.  2c,  d,  «),  bei  Holzapfel  (28,  S.  239, 
Taf.  26,  Fig.  19),  bei  Woods  (71,  I.,  S.  217,  Taf.  41,  Fig.  9—10), 
bei  Ravn1)  (S.  74). 


*)  J.  P.  J.    Ravn,    Molluskerne  i  Danmarks  Kridtaflejringer   I.   K.   Danske 
Vidensk.  Selsk.  Skrifter.  Vol.  XI,  1902. 

37* 


286  Dr.  Josef  Woldf ich.  |20] 

Ueber  die  Fig.  2/,  g  bei  Goldfuß  äußert  sich  Holzapfel 
überhaupt  nicht,  Woods  vereinigt  die  Schalen  (Fig.  2  a,  b,  f,  g)  zu 
einer  Art.  D'Orbigny  (44,  S.  650,  Taf.  449,  Fig.  5-9)  zählt  zu 
Pecten  striatocostatus  bloß  die  Goldf uß 'sehen  Figuren  2  a,  b,  welche 
nach  Favre  und  Holzapfel  von  dieser  Art  auszuscheiden  sind. 
Die  rechte  Schale  besitzt  nach  d'Orbigny  sechs  große  Falten, 
zwischen  welchen  wenig  ausgehöhlte  Partien  liegen.  In  diesen  sieht 
man  zwei  undeutliche  Streifen  und  zu  ihren  beiden  Seiten  zwei  noch 
weniger  deutliche  Streifen.  Es  dürfte  nach  dem  Vorhergesagten  auch 
diese  Art  von  Pecten  striatocostatus  abzutrennen  sein.  Jedenfalls  ist 
es  sehr  fraglich  und  unwahrscheinlich,  ob  die  rechten  Schalen  (Fig.  2  a,  b) 
bei  Goldfuß  den  linken  Schalen  (Fig.  2/,  g)  entsprechen.  Die 
Skulptur  beider  ist  wesentlich  verschieden. 

Die  neu  zu  benennende  Pectenart,  zu  welcher  also  die  Schalen 
(Fig.  2/,  g)  bei  Goldfuß  und  unsere  wohlerhaltene  linke  Schale 
gehören,  will  ich  nach  H.  Woods1)  als  Pecten  (Neithea)  Woodsi  n.  sp. 
bezeichnen. 

Unsere  Art  ist  verwandt  mit  Pecten  (Neithea)  quinquecostatus. 
Ich  konnte  mehrere  linke  Schalen  letzterer  Art  aus  der  Oberkreide 
bei  Lemberg,  aus  Westphalen,  Belgien  und  Böhmen  in  den  Sammlungen 
des  geolog.- paläont.  Institutes  der  böhmischen  Universität  in  Prag 
mit  der  unsrigen  vergleichen  und  fand,  daß  sich  erstere  von  dieser 
durch  die  mehr  flachen  und  nicht  so  starken  und  breiten  Falten,  die 
einfachere  Skulptur,  insbesondere  auch  durch  den  stumpfen,  viel 
größeren  Wirbelwinkel  und  die  bedeutend  kürzeren  Schloßränder  unter- 
scheiden. 

Vorkommen.  Nach,  Goldfuß  in  der  Kreide  von  Mastricht 
und  in  der  chloritischen  Kreide  Westphalens.  Bei  Neratovic  eine  gut 
erhaltene  linke  Schale. 


Subgenus:  Camptonectes. 
Pecten  (Camptonectes)  concentrice-punctatus  (Reuß). 

Taf.  V  (II),  Fig.  \a,  b  und  Textfigur  3 

1846.  Pecten   concentrice-punctatus,   Reuß,    Versteiner.  (56),  II.,    S.  28, . Taf.  39, 

Fig.  8. 
?  1846.  —  arcuatus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  ü.,   S.  27,  Taf.  39,  Fig.  7. 

1885.  —  (Camptonectes)   concentrice-punctatus,   Nötling,    Balt.    Cenomangesch. 

(42),  S.  16,  Taf.  2,  Fig.  5. 

1  linke  Schale,  Höhe:  9*5  mm.  Länge:  ca.  8  mm. 

1  rechte  Schale,  Höhe:  12  mm.  Länge:  ca.  11  mm. 

Die  glänzenden  Schalen  sind  sehr  dünn.  Die  Wirbel  spitzwinkelig. 
Die  linke  Schale  weist  eine  äußerst  feine  und  zierliche  Skulptur 
auf,  welche  aus  konzentrisch  angeordneten,  dichtgedrängten  Punkten 
besteht  (Fig.  1  b),    über  welche  oder  zwischen  welchen  vielfach  feine 


l)  Nach  H.  Woods,  Professor  der  Paläozoologie  in  Cambridge,  dem  wir 
die  ausgezeichnete  Monographie  der  englischen  Kreidelamellibranchiaten  ver- 
danken. 


[21 


T)\p  Kreidcniuna  von  Neratovic  in  Böhmen. 


287 


konzentrische  Linien  verlaufen.  Undeutliche,  verschwommene  und  matte 
Radialstreifen  sind  unregelmäßig  auf  der  Oberfläche  zerstreut,  bilden 
jedoch  kein  einheitliches  Ornament.  Das  Vorderohr  ist  größer  als  das 
hintere,  ersteres  rechtwinkelig,  letzteres  stumpfwinkelig  (siehe  Text- 
figur 3).  Das  Vorderohr  ist  senkrecht  zum  Oberrand  gebändert,  die 
Furchen  zwischen  den  einzelnen  Bändern  sind  punktiert.  Das  stumpfe 
Hinterohr  ist  zunächst  der  Schale  punktiert  und  gestreift,  in  der  Nähe 
des  Außenrandes  nur  fein  gestreift. 

Eine  rechte  Schale  eines  anderen  Individuums  ist  gleichfalls 
konzentrisch  punktiert,  doch  stehen  die  Punkte  nicht  so  dicht  an- 
einander. Sie  scheint  auch  dieser  Art  anzugehören,  obwohl  sie  etwas 
breiter  ist.  Die  konzentrischen  feinen  Linien  sind  besonders  in  der 
Nähe  der  Ränder  sehr  zahlreich,  während  hier  die  Punktierung  in 
den  Hintergrund  tritt.    Beide  Ohren  sind  gut  erhalten.    Das  größere, 


Fi? 


Die  Ohren  der  linken  Schale  von  Pecten  (Camptonectes)  cowentrice-punctatus  Reuß. 

Vergrößert. 


vordere  Ohr  ist  an  der  Basis  tief  ausgeschnitten,  seine  Oberfläche 
ist  breit  und  erhaben  gebändert,  das  stumpfe,  viel  kleinere  Hinterohr 
ist  parallel  zum  schiefen  Außenrande  gestreift. 

Die  beschriebene  Art  wurde  vielfach  mit  Pecten  divaricatus, 
P.  curvatus  und  P.  arcuatus  vereinigt.  Bereits  N  ö  1 1  i  n  g  hat  auf  den 
Chaos,  welcher  betreffs  der  genannten  Arten  in  der  Literatur  herrscht, 
hingewiesen.  Unsere  Exemplare  stimmen  im  ganzen  mit  dem  Pecten 
concentrice-punctatus  bei  R e u ß  und  Nötling  überein.  Reuß  zeichnet 
die  Ohren  der  rechten  Klappe  jedoch  gleich  groß  und  rechtwinkelig, 
die  hier  abgebildete,  mehr  ovale  Schale  gehört  wohl  einem  jungen 
Exemplare  an.  Auch  bei  Nötling  (Fig.  5«  und  56)  sind  die  Ohren 
fast  gleich  und  rechtwinkelig  gezeichnet,  was  nicht  gut  mit  seiner 
Beschreibung  übereinstimmt;  ihr  Ornament  ist  nicht  gut  erkennbar. 
Sehr  ähnlich  unseren  Exemplaren  ist  insbesondere,  was  die  Skulptur 
und  die  Ohren  anbelangt,  auch  P.  arcuatus  bei  Reuß.  Infolge  ihrer 
sehr  deutlich  auftretenden  Radialskulptur  gehören  also  meiner  An- 
sicht nicht  hierher  Pecten  divaricatus  bei  Reuß  (56,  S.  28,  Taf.  39, 
Fig.  6),  Nötling  (42,  S.  17;  Taf.  2,  Fig.  6);  letzterer  trennt  ihn 
auch  von  Pecten  concentrice  -  pimctatus  ab.    Ferner  Pecten  virgatus  bei 


288  Dr.  Josef  Woldfich.  [22] 

d'Orbigny  (44,  S.  602,  Taf.  434,  Fig.  7—10),  Pecten  curvatus  bei 
Geinitz  (21,  I.,  S.  193;  Taf.  43,  Fig.  15  und  22,  IL,  S.  33,  Taf.  10, 
Fig.  1)  und  bei  Friß  (11  —  15). 

Vorkommen.  Im  unteren  Plänerkalke  von  Laun  und  im  Kalk- 
mergel in  Böhmen  (Reuß),  im  baltischen  Cenoman  (Nötling). 

Subgenus:  Syncyclonema. 
Pecten  {Syncyclonema)  orbicularis  Sowerby. 

Taf.  V  (II),  Fig.  2a,  b. 
18^6.  Pecten  orbicularis,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  27,  Taf.  41,  Fig.  18—19, 

1846.  —  laminosus,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  27,  Taf.  39,  Fig.  5. 

1847.  —  orbicularis,   d'Orbigny,   Palöont.   franc.   (44),   III.,   S.   597,  Taf.  433, 

Fig.  14—16. 
1872.  —  laminosus,   Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I,  S.  192,  Taf.  43,  Fig.  14. 

?  1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  136,  Fig.  126. 

1885.  —   orbicularis,    Nötling,    Balt.    Cenomangesch.   (42),    S.    19,    Taf.   III, 

Fig.  4—5. 
1885.  —  laminosus,  Nötling,  Balt.  Cenomangesch.  (42),  S.  19,  Taf.  III,  Fig.  3. 
1902.  —  (Syncyclonema)   orbicularis,   Woods,    Cret.   Lamellibr.  (71),    I.,  S.  145, 
Taf.  27   und  Textfigur. 
?  1911.  —  laminosus,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  43. 

Höhe:  10  mm.  Länge:  8  mm.  Eine  linke  Schale. 

Die  Schale  ist  rund-oval,  der  Wirbelwinkel  fast  90°.  Oberfläche 
der  Schale  (Innenseite)  fast  glatt,  sehr  fein  konzentrisch  gestreift; 
die  Ohren  fast  rechtwinkelig,  das  vordere  größer  als  das  hintere. 
Sehr  schön  erhalten  ist  die  zierliche  Farbenzeichnung  auf  der  Innen- 
seite der  Schale.  Unregelmäßig  zickzackförmige,  weiße  Farbenstreifen, 
welche  zu  einer  Seite  von  einem  dunklen  Bande  begleitet  werden, 
verlaufen  über  die  ganze  Oberfläche  der  Schale ;  außerdem  beobachtet 
man  eine  konzentrische  weiß-schwarze  Bänderung  und  unregelmäßig 
verlaufende  helle  und  dunkle  Radialfarbenstreifen. 

Eine  zickzackförmige  Bänderung  wurde,  soweit  mir  bekannt,  bei 
P.  orbicularis  bisher  nur  von  Nötling  au  einem  Exemplar  aus  den 
baltischen  Cenomangeschieben  beobachtet.  Doch  unterscheidet  sich 
die  daselbst  abgebildete  Schale  von  unserer  durch  die  mehr  stumpf- 
winkeligen Ohren,  auch  fehlen  die  konzentrischen  Farbenstreifen. 
Holzapfel  (28,  S.  230,  Taf.  26,  Fig.  14—15)  führt  aus  dem  Grün- 
sande von  Vaals  eine  sonst  recht  ähnliche  Art  als  Pecten  fulminifer 
an.  Die  Ohren  dieser  Art  sind  rechtwinkelig  wie  bei  uns,  doch  sollen 
die  Zickzacklinien  auf  der  Oberfläche  erhaben  sein  und  keine  Farben- 
zeichnung, sondern  eine  wahre  Skulptur  bilden,  was  bei  uns  aller- 
dings nicht  zuzutreffen  scheint. 

Woods  hält  P.  laminosus  für  identisch  mit  P.  orbicularis. 

Vorkommen.  Im  Albien  und  Cenoman  Frankreichs  (d'Orbigny), 
in  der  Unterkreide  und  dem  Cenoman  Englands  (Woods),  in  den 
baltischen  Cenomangeschieben  (Nötling),  im  unteren  Quader  und 
Pläner  Sachsens  (Geinitz),  in  den  Korycaner,  Weißenberger  und 
Malnitzer  Schichten  nach  Friö  und  Krejßi  (34),  in  der  Zone  II 
nach  Bf  et.  Zahälka  (73)  usw. 


[231  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  289 

Familie:  Limidae  d'Orbigny. 
Genus:  Lima  Bruguiere. 
Subgenus:  Mantellum. 
.  Lima  (Mantellum)  sp.  cf.  elongata  (Sowerby). 

?  1846.  Lima  elongata,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  33,  Taf.  38,  Fig.  6. 

?  1847.  —  Astieriana,   d'Orbigny,    Paleont.    franc.    (44),   III.,   S.    549,    Taf.    420, 

Fig.  4—7. 
?  1872.  —  elongata,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  II,  S.  40,  Taf.  9,  Fig.  9—10. 
1877.  —  Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh    (11),  S.  132,  Fig.  116. 

1904.  -   —  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  IL,  S.  34,  Tat.  6,  Fig.  5—7. 

1905.  —  (Mantellum)  elongata,  Petrascheck,   Zone   des   Actin.   plenus  (51), 

S.  432. 
?  1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  43. 

2  Steinkerne  gehören  wahrscheinlich  zu  dieser  Art.  Sie  stimmen 
im  ganzen  mit  den  Woods'schen  Schalen  aus  dem  Chalk  marl  Eng- 
lands überein,  doch  sind  ihre  Rippen  nicht  so  scharf  wie  bei  jenen. 
In  dieser  Hinsicht  stimmen  sie  mit  Lima  Astieriana  bei  d'Orbigny 
überein;  die  breiteren  Furchen  am  Hinterrande,  die  Geinitz  anführt, 
treten  auch  bei  einem  unserer  Steinkerne  auf.  Doch  ist  die  Zugehörig- 
keit der  sächsischen  turonen  Art  zu  L.  elongata  nach  Woods,  d'Or- 
bigny und  Petrascheck  zweifelhaft.  Die  von  Reuß  abgebildeten 
Schalen  sind  höher  und  von  anderem  Umrisse ;  ihre  Zugehörigkeit  zu 
L.  elongata  ist  gleichfalls  zweifelhaft. 

Vorkommen.  Im  englischen  Cenoman  (Woods),  im  fran- 
zösischen Cenoman  (d'Orbigny),  im  Mittelpläner,  Plänerkalke  und 
Plänermergel  Sachsens  (Geinitz)  kommt  die  von  d'Orbigny  (46, 
S.  249)  als  Lima  Reußi  bezeichnete  Art  vor.  F  r  i  ö  führt  das  Vor- 
kommen von  Lima  elongata  in  den  Korycaner  Schichten  als  zweifelhaft 
an,  doch  wurde  sie  von  Petrascheck  in  der  Zone  des  Actinocamax 
plenus  in  Böhmen  aufgefunden.  Nach  Zahälka  (80)  auch  in  den 
Zonen  IV  K  Va,  VI  und  VIII. 

Lima  (Mantellum)  Reichenbachi  Geinitz. 

1839.  Lima  Reichenbachi,    Geinitz,    Charakteristik  (19),  I.,  S.  24,  Taf.  8,  Fig.  4. 

1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S    34. 

1847. d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  544,  Taf.  418,  Fig.  1  -4. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  203,  Taf.  43,  Fig.  1—2. 

1904. Woods,  Cretac.  Lamellibr.  (72),  IL,  S.  39,  Taf.  6,  Fig.  14—15. 

1911.  —   —  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  43,  Fig.  195. 

Der  Beschreibung  bei  Geinitz  habe  ich  nichts  zuzufügen. 

D'Orbigny  führt  diese  Art  aus  seiner  etage  turonien  an, 
d'Archiac  aus  der  Tourtia  Belgiens,  Woods  aus  dem  Upper 
Greensand  und  Cenoman  Englands,  Geinitz  hält  sie  für  eine  Leit- 
muschel der  unteren  cenomanen  Schichten  Sachsens.  Nach  Reuß  in 
den   Konglomeratschichten   von   Teplitz   und   Janegg,   im  Hippuriten- 


290  Dr.  Josef  Woldfich.  [24] 

kalke  -von  Kuölin,  nach  B.  Zahälka  (73)  und  Friö  an  mehreren 
Lokalitäten  der  Korycaner  Schichten,  beziehungsweise  der  Zone  II  in 
Böhmen.  Bei  Neratovic  zwei  Schalen. 


Subgenus:  Limea. 
Lima  (Limea?)  pseudocardium  Reuß- 

1846.  Lima  pseudocardium,  Reuß.  Versteiner.  (56),  IL,  S.  33,  Taf.  38,  Fig.  2-3. 
1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  S.  240,  Taf.  42,  Fig.  14-15. 

1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  133,  Fig.  119. 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  41. 

Höhe:  11,  8  mm.  Länge:  9,  6  mm. 

Die  etwas  schiefe  und  ovale,  hochgewölbte  Schale  fällt  nach 
vorn  etwas  steiler  ab  als  nach  hinten.  Ohren  klein,  stumpfwinkelig. 
Oberfläche  mit  runden,  erhabenen  Querstreifen,  welche  von  gleicher 
Breite  oder  etwas  schmäler  sind  als  die  flachen  Zwischenfurchen. 
Reuß  führt  auch  eine  feine  konzentrische  Streif ung  an. 

Vorkommen.  In  cenomanen  und  turonen  Schichten  Sachsens 
(Geinitz),  ebenso  in  Böhmen  (Reuß);  Fric  führt  sie  aus  den 
Weißenberger  und  Malnitzer,  sowie  aus  den  Korycaner  Schichten  an. 
Nach  Zahälka  (79,  S.  108)  in  den  Zonen  II— V,  VII— IX,  Xd  in 
Böhmen.  Nach  Gümbel  (25)  soll  sie  sogar  in  oberturonen  und 
senonen  Schichten  Bayerns  auftreten.  Bei  Neratovic  zwei  Schalen. 

Subgenus:  Ctenoides 
Lima  (Ctenoides)  rapa  d'Orbigny. 

Taf.  V  (II),  Fig.  3. 

1847.  Lima  rapa,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  516,  Taf.  419,  Fig.  1—4. 
1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  S.  206,  Taf.  43,  Fig.  4. 

1904. Woods,    Cret.  Lamellibr.   (72),  IL,    S.  40,    Taf.   6,   Fig.  17;    Taf.  7, 

Fig.  1,  Textfigur  6. 

Höhe:  93,  52,  ca.  40  mm.  Länge:  62,  38,  31  mm. 

Die  Dimensionen  völlig  übereinstimmend  mit  den  englischen 
Exemplaren  (Woods). 

Die  fast  symmetrischen,  flachgewölbten  Schalen  sind  von  ovalem 
Umrisse. .  Ohren  stumpfwinkelig.  Wirbel  spitz.  Bei  unseren  Steinkernen 
sind  hauptsächlich  nur  eine  konzentrische  Streifung  und  gröbere  An- 
wachsstreifen zu  beobachten.  An  erhaltenen  Schalen  beschreibt 
d'Orbigny  und  Woods  auch  Radialstreifen.  Bei  einem  unserer 
Steinkerne  ist  die  Radialstreifung  nur  ganz  schwach  angedeutet. 

Vorkommen.  Im  Cenoman  Frankreichs  (d'Orbigny),  im 
Upper  Greensand  und  Cenoman  Englands  (Woods),  im  unteren  Pläner 
Sachsens  (Geinitz).  K  r  e  j  c  1  (34)  führt  diese  Art  auch  aus  den 
Korycaner  Schichten  in  Böhmen  an.  Bei  Neratovic  drei  Schalen. 


("251  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  291 

Subgenus:  Plagiostoma. 
Lima  (Plagiostoma)  sp.,  cf.  dichotoma  Reuß. 

1846.  Lima  dichotoma,   Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  35,  Taf.  38,  Fig.   10. 

Höhe :  46,  50  mm.  Länge :  36,  39  mm. 

Die  schief  ovale,  sehr  flach  gewölbte  Schale  ist  mit  konzentrischen 
Linien,  Anwachsstreifen  und  mit  breiten,  flachen,  oft  welligen  Radial- 
streifen bedeckt.  Vor  dem  Schloßrand  fast  gerade,  etwas  konkav. 
Die  vordere  Area  stark  vertieft  und  von  einer  scharfen  Kante  begrenzt. 
Hinterer  Schloßrand  viel  kürzer  als  der  vordere,  gerundet  und  in 
den  ovalen  Unterrand  übergehend.  Bei  einer  rechten  Schale  ist  das 
hintere,  stumpfwinkelige  Ohr  erhalten.  Die  Wirbel  sind  spitzwinkelig. 
Die  Schalen  erinnern  am  meisten  an  L.  dichotoma  Reuß,  sonst  wohl 
auch  an  L.  abrupta  cVOrbiyny  (44,  S.  559,  Taf.  423,  Fig.  6—9).  Von 
L.  Hoperi  unterscheiden  sie  sich  durch  ihre  bedeutendere  Höhe,  den 
ovalen  Umriß  und  die  spitzwinkeligen  Wirbel. 

Vorkommen.  Nach  Reuß  im  oberen  Plänerkalk  Sachsens. 
Bei  Neratovic  mehrere  unvollständige  Schalen  und  Steinkerne. 

Familie:  Pernidae  Zittel 
Genus:   Gervillia  Defr. 

Gervillia  sp.  cf  rostrata  ?  (Sowerby). 

1846.  Avicula  cenomanemis,  d'Orbigny,  Paleont.  franc  (44»,  III.,  S.  476,  Taf.  391, 

Fig.  11—13. 
181)5.  —  cf.  cenomnnensis,  Ti essen,  Subherc.  Tourtia  (64),  S.  479. 
1906.  Gervillia  rostrata,W  oods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  IL,  S.  83,  Taf.  11,  Fig.  12—23. 

Schale  von  schief  dreiseitigem  Umrisse.  Der  konvexe  Schalen- 
rücken verflächt  sich  gegen  die  Seitenränder  und  den  Unterrand. 
Hintere  Flügel  dreieckig,  am  Uebergange  zum  Hinterrande  ein- 
gebuchtet und  längs  des  Schloßrandes  verdickt. 

Unsere  Steinkerne  erinnern  am  meisten  an  Gervillia  rostrata 
bei  Woods  und  an  die  synonyme  Avicula  cenomanensis  aus  dem 
französischen  Cenoman. 

Vorkommen.  Upper  Greensand  und  Gault  (?)  in  England 
nach  Woods,  Cenoman  Frankreichs  (d'Orbigny),  untere  Tourtia 
am  Harze  (Ti essen);  bei  Neratovic  zwei  Steinkerne. 

Familie:  Astartidae  Gray. 
Genus:  Astarte  Sow. 

Astarte  elongata  d'Orbigny. 

Taf.  V  (II),  Fig.  4. 

1844.  Astarte  elongata,   d'Orbigny,  Pal6ont.  franc.    (44),  III.,  S.  68,    Taf.   263, 
Fig.  8-11 J). 


')  Die  Figuren  8 — 11  sind  auf  der  Tafel  als  Astarte  oblonga  Desh.  im  Texte 
als  A.  elongata  angeführt. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  J.  Woldficb.)       3ß 


292  Dr.  Josef  Woldfich.  [26] 

1873.  Astarte  cingulata,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  S.  226,  Taf.  50,  Fig.  8. 
1900.  —  elongata,  Wollemann,  Bivalven  und  Gastropoden  (68),  S.  102. 

1906. Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II.,  S.  102,  Taf.  14,  Fig.  2-3. 

?  1911.  —  gibba,  Friö,  Koryc.  vrstvy  (10)  S.  32,  Fig.  145.      ■ 

Höhe:  18'ö,  16,  11  mm.  Länge:  26,  23,   19  mm. 

Schale  schief  oval,  von  bedeutender  Dicke.  Vorder-  und  Hinter- 
rand gerundet  und  in  den  fast  geraden  Unterrand  übergehend.  Die 
kleinen  Wirbel  liegen  gewöhnlich  im  vorderen  Drittel  der  Schalen- 
länge, stets  jedoch  vor  ihrer  Mitte.  Von  den  Wirbeln  zieht  sich 
gegen  den  Hinterrand  eine  gewöhnlich  deutliche  kielförmige  Erhebung, 
oberhalb  welcher  die  Schale  schmal  vertieft  ist.  Das  Bandfeld  ist  sehr 
schmal.    Der  Innenrand  der  Schale  scheint  gekerbt  gewesen  zu  sein. 

Die  Skulptur  besteht  aus  konzentrischen  erhabenen  Streifen, 
sowie  aus  sehr  groben  Anwachsstreifen;  letztere  bedingen  das 
wulstige  Aussehen  der  Schalen. 

Ich  finde  keine  wesentlichen  Unterschiede  zwischen  der  A.  elon- 
gata d'Orbigny  und  der  G  einitz'schen  Art  A.  cingulata,  auch  Woods 
hält  beide  Arten  für  wahrscheinlich'  identisch.  Auch  scheint  das 
Schalenbruchstück  von  A.  gibba,  welches  Frie  aus  den  Korycaner 
Schichten  von  Korycan  anführt,  hierher  zu  gehören. 

Vorkommen.  D'O r b i g n y  führt  die  Art  aus  dem  Unterneocom 
Frankreichs,  Woods  aus  dem  Lower  Greensand  Englands,  Wolle- 
mann aus.  dem  holländischen  Neocom  an.  Die  Astarte  cingulata  bei 
Geinitz  stammt  aus  den  tiefsten  Schichten  des  unteren  Pläners 
von  Plauen  und  den  Konglomeraten  des  unteren  Quaders  im  Tunell 
von  Oberau  in  Sachsen.  Aehnlich  auch  d'Archiac's  Cyprina  incerta 
(1,  S.  103,  Taf.  14,  Fig.  6). 

Interessant  ist  also  das  häufige  Erscheinen  dieser  Art,  welche 
sonst  hauptsächlich  aus  dem  Neocom  angeführt  wird,  im  sächsischen 
Cenoman  und  bei  Neratovic,  eventuell  auch  bei  Korycan.  Bei  Neratovic 
sehr  häufig. 

Familie:  Crassatellitidae  Dali. 
Genus:  Crassalellitides  Krüger. 

Crassatellitides  vindinnensis  (d'Orbigny). 

Taf.  V  (II),  Fig.  5. 

1844.  Crassatella  vindinnensis,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  79,  Taf.  266, 

Fig.  1-3. 
1906.  Crassatellitides  —  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II.,  S.  129,  Taf.  19,  Fig.  2— 3j 
1911.   Crassatella  —  Friö,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  32,  Fig.  141. 

Höhe:  18  5  mm.  Länge:  23  mm. 

Die  Oberfläche  der  ziemlich  starken  Schale  ist  mit  breiten  kon- 
zentrischen Anwachsstreifen  bedeckt,  welche  am  Hinterteile  der  Schale 
sich  lamellenartig  erheben.  Die  Wirbel  sind  weit  nach  vorn  gerückt, 
so  daß  der  Vorderteil  der  Schale  ziemlich  kurz  ist.  Vor  den  Wirbeln 
liegt  eine  ziemlich  tiefe  Lunula,  hinter  den  Wirbeln  eine  schmale 
vertiefte  Area. 


["271  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  293 

Der  Unterrand  ist  mäßig  konvex  und  geht  gerundet  in  den 
Vorderrand  über.  Der  Oberrand  bildet  mit  dem  Hinterrand  einen 
stumpfen  Winkel.  Von  den  Wirbeln  verläuft  gegen  die  hintere  untere 
Schalenecke  ein  Kiel,  längs  welchem  die  Schale  gegen  den  Ober- 
und  Hinterrand  abfällt;  dieser  Schalenteil  ist  flach  oder  schwach 
konkav.  Ueber  die  Mitte  desselben  geht"  noch  eine  schwach 
angedeutete  Kante  gegen  den  Hinterrand.  Bei  den  englischen 
Exemplaren,  welche  Woods  abbildet,  tritt  sie  schärfer  hervor. 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  französischen  Cenoman, 
nach  Woods  und  Browne-Hill  (30)  im  englischen  Cenoman,  nach 
Friö  in  den  Korycaner  Schichten  Böhmens.  Bei  Neratovic  ein  ganzes 
Exemplar  mit  beiden  Schalen  und  ein  Steinkern. 


Crassatellites  arcaceus  (Roemer). 

1841.  Crassatella  arcacea,  Römer,  Norddeutsches  Kreidegeb.  (58),  S.  74,  Taf.  9, 
Fig.  24. 

?  1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  3,  Taf.  33,  Fig.  27. 

nicht?  1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  115,  Fig.  27. 

1885. Böhm,  Grünsand  (4),  S.  108. 

1885.  —  —  var.  subarcacea,  Böhm,  Grünsand  (4),  S.  110. 
?  1889.  —  arcacea,  Holzapfel,  Aachener  Kreide  (28),  S.   191,  Taf.  20. 
?  1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  32,  Fig.  142. 

Höhe :  30  mm.  Länge :  43 — 47  mm. 

Die  schwach  gewölbte  Schale  ist  vorn  kurz  und  nach  hinten 
verlängert.  Von  den  Wirbeln  verläuft  gegen  die  hintere  Ecke  des 
Unterrandes  ein  deutlicher  Kiel.  Das  oberhalb  desselben  liegende 
Feld  der  Schale  ist  flach  oder  etwas  konkav ;  bei  einem  Steinkern 
ist  die  Schale  auch  unterhalb  des  Kieles  etwas  eingedrückt  wie  bei 
Roemer.  Vorderer  Schloßrand  konkav,  hinterer  Schloßrand  gerade 
und  schräg,  mit  dem  Hinterrand  einen  stumpfen  Winkel  bildend. 
Unterrand  gerade  bis  schwach  konvex.  Eine  Kerbung  des  Unter- 
randes, wie  dies  Roemer  angibt,  ist  bei  unseren  ebenso  wie  bei 
den  von  Reuß  beschriebenen  Exemplaren  nicht  zu  beobachten.  Von 
der  Crassatella  arcacea  bei  Holzapfel  unterscheiden  sich  unsere 
Schalen  durch  den  schiefen  Hinterrand,  welcher  bei  ersterer  fast 
senkrecht  zum  Unterrand  verläuft.  In  dieser  Hinsicht  erinnern  sie 
jedoch  an  Böhms  Crass.  subarcacea,  die  sich  von  Cr.  arcacea  sonst 
hauptsächlich  nur  durch  ihre  größere  Länge  unterscheidet.  Die  von 
Reuß  und  Fric  (Korycaner  Schichten)  abgebildeten  Schalen  sind 
bedeutend  höher  als  die  unsrigen.  Die  von  Friö  in  den  Weißen- 
berger Schichten  angeführte  Cr.  arcacea  ist  nach  hinten  und  unten 
noch  mehr  ausgezogen  als  bei  Reuß  und  gehört  vielleicht  einer 
anderen  Art  an. 

Die  Oberfläche  ist  mit  ziemlich  starken  konzentrischen  Streifen 
bedeckt. 

Vorkommen.  Nach  Roemer  im  oberen  Kreidemergel  von 
Quedlinburg  und  Dülmen,  nach  Böhm  im  Grünsande  von  Aachen, 
nach  Holzapfel  im  Aachener  Sande,  nach  Reuß  im  unteren  glau- 

38* 


294  Dr.  Josef  Woldfich.  [28] 

konitischen  Quader,  nach  Friö  in  den  Korycaner  Schichten  bei 
Knßzivka,  nach  Z  a  h  ä  1  k  a  (79,  S.  107)  m  seinen  Zonen  II,  V,  IX, 
X£>,  c  in  Böhmen.  Nach  Scupin  (60)  soll  diese  Art  zum  erstenmal 
in  den  Chlomeker  Schichten  auftreten,  was  sich  nach  unserem  Funde 
und  der  oben  zitierten  Verbreitung  nicht  bestätigen  läßt.  Bei  Neratovic 
mehrere  Schalen  und  Steinkerne. 

Familie:   Cyprinidae  Lara. 

Genus:   Cyprina  Lam. 

Subgenus :  Venilicardia 

Cyprina  (Venilicardia?)  sp.  cf.  quadrata  d'Orbigny. 

?  1840.  Isocardia  cretacea,  G  e  i  n  i  t  z,  Charakteristik  (19),  II.,  S.  53,  Taf.  11,  Fig.  6—7. 

1844.  Cyprina  quadrata,  d'Orbigny,  Palöont.  franc.  (44),  III.,  S.  104,  Taf.  276 

1873. Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  62,  Taf.  17,  Fig.  14-16. 

1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  116,  Fig.  76. 

?  1883. Fric,  Iserschichten  (12),  S.  101,  Fig.  65. 

1895. Tiessen,  Subherc.  Tourtia  (64),  S.  486. 

1897.  Ärctica  —  Woods,  Mollusca  (70),  S.  390,  Taf.  27,  Fig  25;  Taf.  28,  Fig.  I. 

1907.   Cyprina  {Venilicardia?)  quadrata,  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II.,  S.  146, 
Taf.  23,  Fig.  6—9. 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  33,  Fig.   147. 

Höhe :  28,  39  mm.  Länge :  30,  40  mm. 

Bei  Neratovic  sind  nur  Steinkerne  vorhanden;  bloß  in  einem 
Falle  ist  im  Bereiche  der  Lunula  die  gestreifte  Schale  erhalten. 

Vorkommen.  Im  französischen  Cenoman  (d'O r b i g n y),  nach 
Barrois  (2)  daselbst  in  den  Zonen  ä  Pecten  asper,  Ammonües  lati- 
clavius  und  Actinocamax  plenus,  im  englischen  Gault  bis  Chalk  rock 
(Woods)j  im  unteren  Pläner,  Plänerkalke  und  oberen  Quadersandstein 
des  Eibtalgebirges  in  Sachsen  (Geinitz),  nach  Friö  in  den  Iser- 
schichten, Weißenberger  und  Korycaner  Schichten,  nach  Zahälka(80) 
in  den  Zonen  IV  b,  Va,  VII  u.  a.    Bei  Neratovic  häufig. 

Genus:  Trapezium  Megerle. 

Trapezium   trapezoidale  (Roemer). 

Taf.  V  (II),  Fig.  6  a,  b. 

1841.    Crassatella  trapezoidalis,   Römer,    Norddeutsches  Kreidegeb.  (58),  S.  74. 

Taf.  9,  Fig.  22. 
?  1846.  —  protraeta,  Reuß,  Versteiner.  (50),  II.,  S.  3,  Taf.  37,  Fig.  15. 
1847.  —  trapezoidalis,  d'Archiac,  fossiles  du  Tourtia  (1),  S.  302. 
1873.  Cyprina  —  Geinitz,  Elbetalgeb.  (21),  I.,  S.  229,  Taf.  50,  Fig.  6. 
1897.  Trapezium  trapezoidale,  Woods,  Mollusca  (70),  S.  391,  Taf.  28,  Fig.  9-10, 
1897.  Crassatella  tricarinata,  Fric,  Chlomeker  Seh.  (15),  S.  52,  Fig.  54.  (Teilweise.) 
1907    Trapezium  trapezoidale,  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II.,  8.  149,  Taf.  23, 

Fig.  17—19. 

Höhe:  8,  10,  12,  13,  15  mm.  Länge:  14,  15,  20,  21,  24  mm. 
Breite :  7,  9  mm. 


[  291  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  295 

Schale  trapezförmig;  ihr  schwach  konvexer  Unterrand  geht  all- 
mählich in  den  gerundeten  Vorderrand  über,  während  er  mit  dem 
Hinterrande  einen  spitzen  Winkel  bildet.  Der  Hinterrand  ist  gerade 
und  grenzt  stumpfwinkelig  an  den  geraden  hinteren  Schloßrand;  beide 
sind  fast  gleich  lang.  Der  vordere  Schloßrand  und  Vorderteil  der 
Schale  ist  sehr  kurz  infolge  der  weit  nach  vorn  gerückten,  um- 
gebogenen Wirbel.  Von  den  Wirbeln  streicht  ein  scharfer  Kiel  gegen 
die  hintere,  untere  Ecke  der  Schale,  welcher  den  größeren,  konvexen 
Teil  des  Schalenrückens  von  einem  kleineren,  dreieckigen  und  konkaven 
Felde  abgrenzt.  Letzteres  wird  auch  gegenüber  der  Area  von  einer 
scharfen  Kante  begrenzt.  Die  schmale  Area  fällt  beiderseits  schief 
zum  hinteren  Schloßrande  ab. 

Die  Oberfläche  der  Schale  samt  dem  Bandfelde  ist  fein 
konzentrisch  gestreift.  Die  von  Geinitz  beschriebenen  Exemplare 
mögen  wohl  Steinkerne  sein,  da  er  ihre  Oberfläche  glatt  nennt. 
Crassatella  protracta  bei  Reuß  ist  etwas  mehr  in  die  Länge  gezogen 
als  der  von  Roemer  aufgestellte  Typus  der  Cr.  trapezoidalis  und 
läßt  sich  von  dieser  nicht  abtrennen.  Die  englischen  Schalen  (Woods) 
weisen  in  der  Regel  eine  bedeutendere  Breite  als  die  unsrigen  auf; 
sie  gleicht  fast  der  Höhe,  ja  kann  dieselbe  sogar  noch  überschreiten. 
Fric  führt  aus  den  Chlomeker  Schichten  Cr.  tricarinata  an;  sie 
gehört  zum  Teil,  wie  ich  aus  den  Originalen  im  böhmischen  Landes- 
museum ersah,  zu  unserer  Art,  da  sie  weder  drei  scharfe  Kiele 
besitzt,  noch  die  mehr  ovale  Form  der  Cr.  tricarinata  aufweist. 

Vorkommen.  Nach  Roemer  im  Pläner  von  Strehlen;  doch 
soll  dieser  Fundort  nach  Geinitz  auf  einem  Irrtum  beruhen. 
Geinitz  führt  diese  Art  aus  dem  unteren  Pläner  von  Plauen  in 
Sachsen  an,  d'Archiac  aus  der  Tourtia  von  Tournay,  Woods  aus 
dem  Chalk  rock  Englands,  Reuß  aus  dem  Plänerkalke  von  Laun  in 
Böhmen,  Friö  aus  den  Chlomeker  Schichten (=  Cr.  tricarinata  zum  Teil) 
an.  Trapezium  trapezoidale  gehört  zu  den  häufigsten  Versteinerungen 
von  Neratovic. 

Familie:  Unicardiidae  Fischer. 
Genus:  Unicardium  d'Orbignj7. 

Unicardium,  (?)  Mailleanum  (d'Orbigny). 

Taf.  V  (II),  Fig.  7. 

1844,  Cardium  Mailleanum,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  III.,  S.  40,  Taf.  256, 

Fig.  7—12. 
1912.  Unicardium  (?)  —  W  o  o  ds,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II.,  S.  428,  Taf.  62,  Fig.  7—9. 

Höhe:  23,  25  mm.  Länge:  29,  26  mm.  Breite:  18  mm. 

Die  ziemlich  hochgewölbte  Schale  ist  vorn  niedriger  als  hinten, 
mit  gerundetem  Vorderrand,  konvexem,  gekerbtem  Unterrande;  der 
rundliche  bis  fast  gerade  Hinterrand  geht  unter  stumpfem  Winkel  in 
den  hinteren  Schloßrand  über.  Die  Schale  ist  durch  konzentrische 
Anwachsstreifen  und  flache,  nicht  hohe  Radialstreifen  verziert,  welche 
durch  schmälere,  seichte  Furchen  getrennt  werden.  Die  Wirbel  sind 
nach  vorwärts  gebogen. 


296  Dr.  Josef  Woldfich.  [30] 

Stoliczka  (61,  III.,  S.  213)  rechnet  diese  Art  zur  Gattung 
Laevicardium ;  Woods  fand  an  Steinkernen  zwei  Schloßzähne  und 
zählt  die  Art  zu   Unicardinm(?). 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  Cenomau  Frankreichs, 
nach  Woods  in  der  Zone  of  Schloenbachia  varians  in  England.  Bei 
Neratovic  zwei  vollständige  Exemplare. 


Familie:   Tellinidae  Desh. 
Genus:  Teilina  Linn. 

Tellina  semicostata  Roemer. 

1840.  Psammobia   semicostata,  Geinitz,  Charakteristik  (10),  II,  S.  49,  Taf.  16, 
Fig.  6. 

1841. Roemer,   Norddeutsches   Kreidegeb.  (58),   8.  74,   Taf.  9,   Fig.  21. 

1846.   Tellina  semicostata,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  19,  Taf.  36,  Fig.  11  —  12. 

1873. Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  8.  231,  Taf.  51,  Fig.  7-8. 

?  1885. Nötling,  Balt.  Cenomangesch.  (42),  8.  33,  Taf.  6,  Fig.  2. 

1911. Fric,  Korye.  vrstvy  (10),  S.  39    Fig.  174. 

nicht  1911. Fric    Koryc    vrstvy  (10),  8.  35,  Fig.  157. 

Höhe:  21  mm.  Länge:  ca.  31  mm. 

Bei  Neratovic  fand  ich  bloß  eine  linke  Schale. 

Bei  Friö  (Korycaner  Schichten)  ist  Tellina  semicostata  zweimal 
angeführt  und  abgebildet.  Die  auf  S.  35,  Fig.  157  angeführte  Tellina 
semicostata  gehört  nicht  zu  dieser  Art,  zumal  nach  seiner  Abbildung 
die  ganze  Überfläche  radial  gestreift  ist,  was  doch  bei  T.  semicostata 
nicht  der  Fall  ist.  Wenn  Fric  hier  als  synonyme  Art  die  Tellina 
tenuissima  bei  Reuß  (56,  II.,  S.  19,  Taf.  36,  Fig.  18,  24)  anführt,  so 
beruht  dies  offenbar  auf  einem  Versehen,  da  ja  diese  Art  in  jeder  Be- 
ziehung ganz  anders  aussieht. 

Vorkommen.  In  den  baltischen  Cenomangeschieben  (N  ö  1 1  i  n  g), 
im  unteren  Pläner  in  Sachsen  (Geinitz),  im  unteren  Quader  und 
unteren  Pläner  in  Böhmen  (Reuß),  nach  Fric  in  den  Korycaner 
Schichten,  nach  Zahälka  (79)  in  den  Zonen  II,  III,  IV,  Va,  IX, 
Xb  in  Böhmen. 

Familie;  Veneridae  Leach. 

Genus:  Baroda  Stoliczka. 

Subgenus:  Icanotia. 

Baroda  (Icanotia  ?)  impar  (Zittel). 

V  1844.  Capsa  elegans,  d'Orbigny,  Pale~ont  franc.  (44),  III.,  S. 423, Taf.  381,  Fig.  1—2. 
1865.  Psammobia  impar,  Zittel,  Gosaugeb.  (82),  S.  120,  Taf.  II,   Fig.  4. 
1870/1.  Baroda  [Icanotia)   —  Stoliczka,  Pelecypoda  (61),  8.  163. 
1873.  Psammobia  Zitteliana,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  8.  232,  Taf.  51,  Fig.  9. 

Von  Neratovic  liegen  nur  zwei  Fragmente  linker  Schalen  vor. 
Auf  ihrer  Oberfläche  sieht  man  zunächst  eine  dichte  Radialstreifung, 


[31]  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen  297 

am  Hinterteil  stehen  die  Radialstreifen  mehr  auseinander  und  werden 
auch  viel  gröber.  Der  Vorderteil  ist  nach  Zittel  durch  hinzutretende 
konzentrische  Streifen  fein  gegittert.  Die  Schalen  sind  nach  hinten 
sehr  stark  verlängert. 

Die  Capsa  elegans  aus  dem  französischen  Cenoman  ist  viel  kleiner. 
Unsere  Exemplare  stimmen  völlig  mit  der  Zitt ersehen  Art  überein. 
insbesandere  auch,  was  den  geraden  Unterrand  anbelangt,  welcher  bei 
Psammobia  Zitteliana  Geinitz  etwas  konvex  erscheint.  Doch  scheinen 
mir  keine  wesentlichen  Unterschiede  zwischen  diesen  beiden  Arten 
vorzuliegen,  weshalb  ich  den  älteren  Namen  beibehalte. 

Nach  Stoliczka  gehört  Psammobia  impar  zu  Baroda,  Subgenus 
leanotia,  wohin  er  sie  provisorisch  stellt. 

Vorkommen.  Im  französischen  Cenoman  (d'Orbigny),  selten 
in  der  Gosaukreide  (Zittel),  im  unteren  Pläner  Sachsens  (Geinitz). 


Genus:  Cyprimeria  (Jonrad. 

Subgenus:  Cyclorisma 

Cyprimeria  (Cyclorisma)  faba  (Sowerby). 

?  1845.  Venus  faba,  d'Orbigny,  Paleont  franc.  (44),  III.,  8.  444,  Taf.  385,  Fig.  6—8 

nicht  1846. Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  21,  Taf.  41,  Fig.  12. 

1873.  —     -    Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  65,  Taf.  18,  Fig.  9-10. 

1885. Nötling,  Balt.  Cenomangesch.  (42),  ö.  32,  Taf.  6,  Fig.  1. 

nicht  1889. Holzapfel,  Aachener  Kreide  (28),  S.  165,  Taf.  13,  Fig.  7-10. 

?  1897.  —  (Tapes)  faba,  Fric,  Chlomeker  Seh.  (15),  S.  63,  Fig.  80. 

1908.  Cyprimeria  (Cyclorisma)  f aha,  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  S.  187,  Taf.  29, 
Fig.  7—13. 

1911.    Venus  faba,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  8.  39,  Fig    176 

Höhe:  13  mm.  Länge:   17  mm. 

Betreifs  dieser  Art  herrschte  in  der  Literatur  eine  arge  Ver- 
wirrung, es  wurden  viele  andere  Arten  mit  ihr  vereinigt.  Zunächst 
versuchte  Holzapfel  (28,  S.  165 — 167)  nicht  hierhergehörende 
Arten  auszuscheiden;  nach  Woods,  Müller  u.  a.  gehört  aber  auch 
Holzapfel's  V.  faba  zufolge  ihres  mehr  gekrümmten  Ventralrandes, 
ihres  abweichenden  Hinterteiles  und  Schlosses  nicht  hierher.  Uns 
liegt  von  Neratovic  nur  eine  rechte  Schale  vor,  welche  völlig  mit 
den  englischen  (Woods)  sowie  anderen  oben  angeführten  Schalen 
übereinstimmt. 

Vorkommen.  Im  französischen  Cenoman  und  Turon  (d'Or- 
bigny), im  englischen  Upper  Greensand  und  Gault  (Woods),  in  den 
baltischen  Cenomangeschieben  (Nötling),  im  Plänerkalk  von  Strehlen 
in  Sachsen  (Geinitz),  in  den  Chlomeker  (?)  und  Korycaner  Schichten 
(Fric),  in  den  Zonen  II,  III,  IV,  IX,  X6,  c,  d  nach  Zahälka  in 
Böhmen.  Bei  Neratovic  bloß  eine  rechte"  Schale. 


298  Dr.  Josef  Woldfich.  [32] 

Cyprimeria  sp. 

Höhe:  14,  18  mm.  Länge:   14-5,  19  mm.  Breite:  8*5,   11  mm. 

Die  Schalen  fast  kreisrund  mit  fein  konzentrisch  gestreifter 
Überfläche,  welche  ohne  Lupe  fast  glatt  erscheint.  Die  Mantel- 
einbuchtung an  Steinkernen  ist  ziemlich  tief.  Das  Schloß  ist  mir 
leider  unbekannt.  Vielfach  erinnern  die  Schalen  an  Tapes  nuciformis 
Müll,  (siehe  Holzapfel  28,  S.  167,  Taf.  13,  Fig.  1—5),  jedoch  sind 
sie  etwas  weniger  gewölbt.  Von  Venus  Goldfussi  bei  Geinitz  (22, 
IL,  S.  67,  Taf.  18,  Fig.  16 — 17)  unterscheiden  sie  sich  durch  die 
Streifung,  während  die  letztgenannte  Art  als  glatt  bezeichnet  wird. 
Fric  fand  in  den  Chlomeker  Schichten  (15,  S.  61,  Fig.  79)  Stein- 
kerne, deren  Zugehörigkeit  zu  V.  Goldfussi  oder  Tapes  nuciformis 
er  nicht  zu  entscheiden  vermag.  Sie  sind  bedeutend  größer  als  unsere 
Exemplare,  wie  ich  an  den  Originalen  im  böhmischen  Landesmuseum 
feststellen  konnte,  gleichen  diesen  in  ihrer  Gestalt  jedoch  vollständig. 
Bei  Neratovic  recht  häufig. 

Familie:  Cardiidae  Lam. 

Genus:  Protocardia  Beyr. 

Protocardia  Hillana  (Sowerby). 

1844.  Cardium  Hillanum,   d'Orbigny,    Paleont.  franc.    (44),  III.,  8.  27,  Taf.  243. 
1846.  Protocardia  Hillana,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  22,  Taf.  45,  Fig.  2. 
1864.   Cardium  (Protocardia)   Hillanum,  Zittel,  Gosaugeb.  (82),    I.,  S.  42,  Taf.  7, 

Fig.  1—2. 
1873.  Protocardium  Hillanum,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  230,  Taf.  1,  Fig.  11  —  12. 

1877. Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.   112,  Fig.  64. 

1897. Fric,  Chlomeker  Seh.  (15),  S.  52. 

1885. Fric,  Iserschichten  (12),  S.  98. 

1908.   Protocardia  Hillana,  Woods,  Cretac.  Lamellibr.  (72),  IL,  S.  197,  Taf.  31,  Fig.  6 ; 

Taf.  32,  Fig.  1—6. 
1911.  Protocardium  Hillanum,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  32,  Fig.  140. 

Diese  allgemein  verbreitete  Art  kommt  unter  anderen  im  fran- 
zösischen Cenoman,  im  englischen  Upper  Greensand  und  Cenoman,  in 
der  Gosaukreide,  im  sächsischen  Cenoman,  in  Böhmen  in  den  Kory- 
caner,  Weißenberger  und  Malnitzer,  Iser  und  Chlomeker  Schichten, 
nach  Zahälka  in  den  Zonen  I«,  II,  III,  IV,  V,  IX,  Xb,  c  vor.  Bei 
Neratovic  bloß  ein  Steinkern. 

Genus:  Cardium  Linn. 

Cardium  cenomanense  d'Orbigny. 

Taf.  V  (II),  Fig.  8. 

1844.  Cardium   cenomanense,    d'Orbigny,    Paleont.    franc.   (44),    8.  37,    Taf.  249, 

Fig.  6-9. 
1873. Geinitz,  Elbetalgeb.  (21),  I.,  S.  229,  Taf.  50,  Fig.  9. 


[33]  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  299 

1908.   Cardium  sp.,  Woods,  Cretac.  Lamellibr.  (72),  IL,  8.205,  Taf.  32,  Fig.  16. 
?  1911.  —  alutaceum,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  8.  31,  Fig.  138. 

Höhe:  10,   12  mm.  Länge:  10,   11*5  mm. 

Die  stark  gewölbte  Schale  ist  fast  kreisrund.  Der  Hinterteil 
der  Schale  ist  etwas  kürzer  und  steiler  als  der  Vorderteil,  der  Hinter- 
rand fast  gerade.  Flache  Radialstreifen  verlaufen  über  die  Schalen 
und  werden  von  viel  schmäleren  Furchen  getrennt,  in  denen  kleine 
Höcker  sich  erheben.  Die  Wirbel  umgebogen  und  fast  in  der  Mitte 
liegend.  G.  alutaceum  bei  Fric  (Korycauer  Schichten)  dürfte  hierher 
gehören.  Fric  führt  als  Synonymon  dieser  Art  auch  C.  cenomanense 
an;  auch  Geinitz  hält  die  böhmische  G.  alutaceum  für  wahrscheinlich 
C.  cenomanense. 

Vorkommen.  Nach  d'Orbigny  im  französischen  Cenoman, 
nach  Woods  im  Chalk  rock  Englands,  nach  Geinitz  im  unteren 
Pläner  und  cenomanen  Konglomeratschichten  Sachsens,  nach  Nötling 
(42,  S.  31)  in  den  baltischen  Cenomangeschieben,  nach  Fric  in  den 
Korycaner  Schichten  Böhmens.  Bei  Neratovic  drei  Steinkerne  mit 
spärlichen  Skulpturresten. 

Cardium  deforme  Geinitz. 

Taf.  V  (II),  Fig.  9. 
1872.  Ca'dium  deforme,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  64,  Taf.  18,  Fig.  8. 
1889. Fric,  Teplitzer  Seh.  (13),  S.  72,  Fig.  56. 

Höhe:  14  min.  Länge:   10  mm.  Breite:  13*5  mm. 

Die  Schalen  sind  stark  zusammengöpreßt ;  von  der  Mitte  des 
stark  hervorspringenden,  schwach  nach  vorn  gedrehten  Wirbels 
verläuft  zum  Unterrande  ein  scharfer  Kiel.  Von  diesem  fällt  die 
Schale  nach  hinten  sehr  steil,  nach  vorn  weniger  steil  und  gewölbt 
ab.  Ober-  und  Unterrand  streichen  schief  von  rechts  vorn  nach  links 
hinten.  Der  Oberrand  springt  vorn  hervor  und  geht  hinten  schräg 
in  den  schwach  konvexen  Hinterrand  über.  Unter-  und  Vorderrand 
sind  stärker  konvex. 

Lieber  die  Oberfläche  ziehen  höckerige  Querstreifen,  welche  von 
konzentrischen  Streifen  gekreuzt  werden.  Die  Skulptur  ist  jedoch 
undeutlich  erhalten. 

Vorkommen.  Nach  Geinitz  im  Plänerkalke  von  Strehlen 
in  Sachsen  und  im  senonen  Kreidemergel  bei  Essen  in  Westfalen. 
In  den  Sammlungen  des  böhmischen  Landesmuseums  sah  ich  ein 
sehr  großes  Exemplar  dieser  Art  aus  den  Teplitzer  Schichten  aus- 
gestellt. Es  tritt  also  zu  den  spärlichen  Fundorten  dieser  Art  aus 
dem  Turon  und  Senon  als  neuer  Fundort  Neratovic  hinzu.  Ich  fand 
bloß  einen  Steinkern. 

Corbula  sp. 

Ein  Steinkern  einer  Corbida-Art  erinnert  am  meisten  an  Corbula 
elegans  Sowerby.     Auch  in  den  Sammlungen  des   böhmischen  Landes- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1917,  67.  Band,  2.  Heft.  (Dr.  J.  Woldfich.)        39 


300  Dr.  Josef  Woldfich.  [34] 

museums  ist  Corbula  elegans  aus  den  Korycaner  Schichten  Böhmens 
ausgestellt.  Friö  führt  sie  in  seinen  Korycaner  Schichten  jedoch 
nicht  an. 

Familie:  Ostreidae  Lam. 

Genus:  Ostrea  Linn. 

Ostrea  diluviana  Linne. 
Nach  Woods  sind  folgende  böhmische  Arten  synonym: 

1846.  Ostrea  carinata,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  38. 

1846.   Ostrea  diluviana,  Reuß,  Versteiner.  (56),  II.,  S.  38,  Taf.  30,  Fig.  16-17; 
Taf.  41,  Fig.  1;  Taf.  45,  Fig.  1. 

1883. Fric,  Iserschichten  (12),  S.  120,  Fig.  95. 

?  1889.  —  frons,  Fric,  Teplitzer  Seh.  (13),  S.  87,  Fig.  86. 
?  1897. Fric,  Chlomeker  Seh.  (15),  S.  68. 

1911.  —  carinata,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  48,  Fig.  218. 

1911.  —  diluviana,  Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  48,  Fig.  216. 

Diese  Art  weist  eine  ungeheure  horizontale  und  vertikale  Ver- 
breitung auf;  sie  wird  andernorts  aus  der  Unter-  und  Oberkreide  an- 
geführt. In  Böhmen  nach  Fric  in  den  Korycaner,  Iser,  wahrscheinlich 
auch  in  den  Teplitzer  und  Chlomeker  Schichten,  nach  Zahälka  (79) 
in  den  Zonen  II,  IX  und  Xa  Böhmens. 

Von  Neratovic  liegen  zahlreiche  Schalen  und  Steinkerue  vor. 

Ostrea  vesicularis  Lamarck. 

Taf.  VI  (III),  Fig.  1. 

1846.    Ostrea  operculata,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL.  S.  41,  Taf.  28,  Fig.  9,  Taf.  30, 

Fig.  12. 
1846.  Ostrea  vesicularis,  Reuß,  Versteiner.  (56),  IL,  S.  37,  Taf.  29,  Fig.  21  u.  22; 

Taf.  30,  Fig.  1-8. 

1846.  —   hippopodium,  Reuß,   Versteiner.    (56),    II.,   S.    39,   Taf.  28,   Fig.  10-15 

und  17  u.  18;  Taf.  29,  Fig.  1     18;  Taf.  30,  Fig.   13  u.  14  (?). 

1847. d'Orbigny,    Paleont.    franc.    :44),    III.,    S.  731,    Taf.  481,  Fig.  1-6; 

Taf.  482. 

1847.  —   vesicularis,  d'Orbigny,  Paleont.  franc.  (44),  IIb,  S.  742,  Taf.  487. 
1872.  —  hippopodium,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  L,  S.  177,  Taf.  39,  Fig.  12—27; 

Taf.  40,  Fig.  1—3. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  30,  Taf   8,  Fig.  5-7. 

1877.  —   —   Fric,  Weißenbeiger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  140,  Fig.  137. 

i883 Fric,  Iserschichten  (12),  S    122,  Fig.  98 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  48,  Fig.  217. 

1912.  —  vesicularis,  Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72),  II,  S.  360,  Taf.  55,  Fig.  4— 9, 

Textfig.  143—182. 

Die  mehr  oder  weniger  konkaven  Oberschalen  sind  von  sehr 
verschiedener  Form  ;  meist  sind  sie  rundlich  oder  auch  oval  in 
die  Höhe  oder  Länge  gezogen.  Auch  findet  man  flügelartige  Aus- 
breitungen der  Schale  nach  hinten  oder  vom.  Längs  des  Mantel- 
saumes pflegt  die  Innenseite  der  Schale  insbesondere  auf  der  oberen 
Hälfte  wulstig  erhoben  zu  sein. 


I  35]  D'e  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  301 

In  beiden  Seiten  des  Schlosses  ist  der  Rand  auf  der  Innenseite 
der  Schalen  bis  zu  einer  gewissen  Entfernung  gekerbt,  während  der 
übrige  innere  Schalenrand  glatt,    oft  auch  schwach  gefaltet  erscheint. 

Die  Bandgrube  ist  seicht  und  verläuft  auf  der  rechten  Schale 
schief  von  unten  vorn  nach  oben  hinten.  Sie  bedingt  eine  schmale 
Ausbuchtung  des  Schloßrandes. 

Der  große  Muskeleindruck  liegt  in  der  Mitte  der  Schalenhöhe 
oder  etwas  über  derselben;  öfters  ist  er  auch  einigermaßen  gegen 
die  Hinterseite  der  Schale  gerückt.  Seine  Gestalt  ist  etwa  halbkreis- 
förmig mit  bogenförmigen  konzentrischen  Streifen. 

Die  Außenseite  ist  mit  konzentrischen  Anwachsstreifen  versehen, 
sonst  glatt;  auf  der  Oberfläche  der  Schalen  haben  sich  oft  Bryozoen 
und  Serpulen  angesiedelt. 

Identisch  mit  dieser  Art  ist  die  von  Keuß  beschriebene  Östren 
operculata.  Hierher  gehört  ferner  auch  die  von  Reuß,  d'Orbigny, 
G  e  i  n  i  t  z  ,  Fric  u.  a.  als  0.  hippopodium  angeführte  Art,  welche 
nach  Peron  (47),  Müller  (39)  und  Woods  bloß  eine  Form  von 
0.  vesicularis  darstellt,  bei  welcher  die  ganze  oder  fast  die  ganze 
Oberfläche  der  linken  Schale  angeheftet  ist,  weshalb  die  Schale  fast 
flach  ist,  während  die  wenig  angeheftete  gewölbte  Gr yphaeenform  in 
der  Literatur  als   Gryphaea  (Ostreu)  vesicularis  bezeichnet  wird. 

Vorkommen.  Ueberaus  häufig  und  aushaltend  in  vertikaler 
sowie  in  horizontaler  Verbreitung.  Bekannt  aus  der  Unter-  und  Ober- 
kreide. In  Böhmen  aus  dem  unteren  und  oberen  Plänerkalke,  Pläner- 
sandsteine,  Exogyrensandsteine  (R  e  u  ß),  aus  den  Korycaner,  Weißen- 
berger,  Malnitzer  und  Iser  Schichten  (Fric)  u  a.  0.  vesicularis  gehört 
zu  den  häufigsten  Versteinerungen  bei  Neratovic  und  bildet  mit  den 
übrigen  Ostreen  und  Exogyren  ganze  Bänke. 


Genus:  Exogyra  Say. 

Exogyra  conica  (Sowerby). 

?  1846.  Exogyra  plicatula,   Reuß,    Versteiner.  (56),  IL,    S.  44,  Taf.  31,  Fig.  5  -  7 
1872.  Ostrea   (Exogyra)   conica,   Geinitz,   Elbtalgeb.    (21),   L,  S.   183,   Taf.  40, 
Fig.  8—13. 

1872. Geinitz,  Elbtalgeb.  (22),  IL,  S.  30,  Taf.  8,  Fig.  14. 

?  1877.  Exogyra  —  Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  139,  Fig.  134. 

'?  1883. Fric,  Iserscbichten  (12),  S.  117,  Fig    92. 

?  1885.  -   —  Nötling,  Balt.  Cenomangesch    (42),  S.  14,  Taf   II,  Fig.  1—2. 

1912. Woods,    Cret.    Lamellibr.  (72',   IL,   S.  407,    Textfiguren  215-242. 

(Hier  auch  Synonyma !) 

Höhe:  121),  13,  15  mm.  Länge:  9  !),   10,  11  mm. 

Die  linken  Schalen  dieser  der  Exogyra  columba  ziemlich  ähnlichen 
Art  unterscheiden  sich  von  derselben  außer  durch  den  dickeren 
Wirbel  insbesondere  durch  den  schärferen  Kiel,  der  von  den  Wirbeln 
zur  hinteren,  unteren  Ecke  der  Schale  verläuft.  Von  diesem  Kiele 
fällt    der    flache    bis    schwach    konkave  Hinterteil    der   Schale   steil 


'}  (Quergestreifte  Schale  der  E.  conica,  cur.  und  ata  Sow. 

39* 


302  Dr>  Josef  Woldfich.  rßgi 

unter  rechtem  Winkel  ab,  während  der  Vorderteil  stark  gewölbt  er- 
scheint. Der  Vorderrand  ist  gerundet  und  geht  unter  stumpfem  Winkel 
in  den  Unterrand  über;  der  Hinterrand  ist  gerade. 

Die  Wirbel  sind  stark  einwärts  und  mäßig  nach  rückwärts 
gedreht.  Die  Oberfläche  der  dicken  Schalen  ist  bis  auf  spärliche  An- 
wachsstreifen meist  glatt.  Doch  beobachtet  man  bei  manchen  Exemplaren 
stumpfe  Querstreifen,  welche  nach  d'Orbigny  und  Geinitz  nur 
bei  Jugendformen  vorkommen  sollen.  Nötling  fand  jedoch  glatte 
und  gestreifte  Jugendformen  dieser  Art  beisammen,  ebenso  ich  bei 
Neratovic.  Die  quergerippten  Schalen  pflegen  also  mit  Recht  als 
Exogyra  conica  var.  undata  angesprochen  zu  werden. 

Vorkommen.  In  der  Unterkreide  und  im  Cenoman  Englands 
(Woods),  im  Cenoman  Frankreichs  (d'Orbigny),  im  unteren 
Quader,  unteren  Pläner,  Mittelpläner  und  Plänerkalke  Sachsens 
(Geinitz),  in  Böhmen  in  den  Dfinover  Knollen  und  im  Vehlovicer 
Pläner  nach  Fri  c,  in  den  Zonen  IV b,  V«,  VII— Xa  Z  a  h  ä  1  k  a's  usw. 
Bei  Neratovic  mehrere  Exemplare. 


Exogyra   columba  Lamarck. 

?  1846.  Exogyra  columba,    Reuß,  Versteiner.  (56),   II.,  S.  43,    Taf.  31,  Fig.   i— 4. 

1872.  Ostrea  (Exogyra)  —  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  181,  Taf.  40,  Fig.  4—7. 

1877.  Exogyra  —  Fric,  Weißenberger  und  Malnitzer  Seh.  (11),  S.  139,  Fig.  135. 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  47,  Fig.  212. 

1912. Woods,  Cret,  Lamellibr.  (72),  II.,  S.  413,  Textfig.  243-248. 

Bei  Neratovic  fand  ich  mehrere  junge  Exemplare  dieser  Art. 
Es  ist  oft  recht  schwierig,  dieselben  von  jungen  Schalen  der  E.  conica 
zu  unterscheiden.  Doch  pflegt  bei  letzterer  der  über  den  Schalen- 
rücken verlaufende  Kiel  schärfer  ausgeprägt  zu  sein,  der  Hinterteil 
der  Rückenfläche  ist  flacher  und  die  Wirbel  sind  mehr  angewachsen. 

Vorkommen.  Diese  sehr  verbreitete  Art  findet  sich  im 
französischen  Albien  (Barrois,  2)  und  Cenoman  (d'Orbigny,  44, 
S.  723),  im  Upper  Greensand  und  Cenoman  Englands  (Woods), 
im  Unter-,  Mittel-  und  Ober-Quader  Sachsens  (Geinitz),  in  den 
Korycaner,  Weißenberger  und  Malnitzer  Schichten  Böhmens  (Friß), 
daselbst  in  den  Zonen  II — IX  nach  Zahälka  (79). 

Exogyra  haliotoidea  Sowerby. 

Taf.  VI  (III),    Fig.  2  a— d. 

1833.    Exogyra  haliotoidea,    Goldfuß,    Petref.  Germaniae   (23),    S.  38,    Taf.  88, 
Fig.  1  a—e. 
'?  1838.  —  auricularis,  Go  1  d  f u  ß,  Petref.  Germaniae  (23),   S.  39,  Taf.  88,  Fig.  2. 
?  1833.  —  planospirites,  Goldfuß,  Petref.  Germaniae  (23),  S.  39,  Taf.  88,  Fig.  3. 

1846.  Exogyra  haliotoidea,  Reuß.  Versteiner.  (56),  II.,  S.  44,  Taf.  27,  Fig.  5,  9,  10; 

Taf.  31,  Fig.  8—10. 

1847.  (Urea  -    d'Orbigny,    Pal6ont  franc.  (44),    S.  724,    Taf.  478,  Fig.  1-4. 
1871.  Exogyra  —    Stoliczka,  Pelecypoda  (61),    III,,    S.  458,    Taf.  36,    Fig.  7; 

Taf.  87,  Fig.  i  -  3. 


[371  Die  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  303 

1872.  Exogyra  haliotoidea,  Geinitz,  Elbtalgeb.  (21),  I.,  S.  184,  Tat.  41,  Fig.  1—13. 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  47,  Fig.  211. 

1912.  —  conica,    Woods,  Cret.  Lamellibr.  (72).  IT.,  S.  407,  Textfiguren  215—242 
(teilweise). 

Höhe:   5,  22,  27,  33,  36  mm.    Länge:  35,  13,  18,  24,  25  mm. 

Uns  liegen  von  Neratovic  insgesamt  rechte  (Ober-)  Schalen  in 
verschiedener  Größe  und  Variation  vor. 

Die  Außenseite  der  Schalen  ist  durch  Anwachslinien  konzen- 
trisch gestreift;  öfters  kommen  jedoch  auch  gekrümmte  Querstreifen 
vor,  wie  bei  Geinitz  (Fig.  1,  2,  7).  Die  Innenseite  ist  glatt,  schwach 
konkav  mit  einem  deutlichen,  großen  Muskeleindrucke,  welcher  ex- 
zentrisch liegt  und  dem  Hinterrande  näher  gerückt  ist.  Der  scharfe 
Hinterrand  der  Innenseite  ist  von  einem  senkrecht  zum  Rande  kerbig 
gestreiften  Bande  begleitet,  welches  in  der  Ligamentgrube  seine  Fort- 
setzung findet.  Auch  die  Iunenseite  des  Vorderrandes  pflegt  deutlich 
gekerbt  zu  sein.  Was  die  Gestalt  des  sich  erhebenden  Vorderrandes 
anbelangt,  kann  man  zweierlei  Schalenformen  unterscheiden.  Bei  der 
einen  ist  der  Vorderrand  einfach  konvex  (Fig.  2  a)  mit  lamellen- 
förmigen  Erhebungen  der  Anwachsstreifen,  bei  der  anderen  ist  er 
jedoch  sehr  scharf  und  deutlich  gefaltet.  (Fig.  26,  d).  Zwischen  beiden 
Formen  finden  sich  Uebergänge,  indem  die  Falten  allmählich  flacher 
werden,  so  daß  sie  voneinander  nicht  getrennt  werden  können. 
D'Orbigny  erwähnt  die  Fältelung  des  Vorderrandes  bloß  bei  Jugend- 
formen, ich  fand  sie  jedoch  in  allen  Stadien,  bei  den  älteren  Schalen 
sogar  noch  viel  deutlicher  als  bei  den  jüngeren. 

Die  Wirbel  sind  spiral  gedreht;  ihre  Windungen  sind  enger 
oder  weiter,  bisweilen  auch  sehr  weit;  in  letzterem  Falle  ähnlich  wie 
Ex.  auricularis  und  Ex.  planospirifes  bei  G  o  1  d  f  u  ß.  Die  extremen 
Formen  sind  durch  Uebergänge  miteinander  verbunden,  so  daß  wohl 
auch  die  genannten  G  o  1  d  f  u  ß'schen  Arten  zu  Exogyra  haliotoidea 
gehören. 

Die  innere  Ligamentgrube  liegt  randlich  knapp  unter  dem  Wirbel 
und  ist  gekrümmt.  Ihr  Vorderrand  erhebt  sich  zu  einer  hohen,  bogen- 
förmigen und  schwieligen  Zahnfalte.  Der  vordere,  steilere  Rand  der 
Grube  ist  deutlich  gekerbt,  die  Kerben  verlaufen  fast  radial  gegen 
ihre  Mitte.  Vom  oberen  vorderen  Teile  der  Randgrube  verläuft  öfters 
in  ihr  Inneres  ein  höckerförmiger  Fortsatz.  Derselbe  nimmt  manch- 
mal an  Größe  zu,  ja  trennt  sich  schließlich  ganz  ab  und  liegt  dann 
als  selbständiger  Höcker  in  der  Ligamentgrube  (Fig.  2  a).  Oft  erhebt 
sich  auch  ein  Teil  der  erwähnten  schwieligen  Zahnfalte  in  Form  eines 
deutlichen,  stumpfen  Zahnes. 

Nach  Peron  (47)  sollen  die  Schalen  der  Exogyra  haliotoidea, 
welche  d'Orbigny  aus  dem  französischen  Cenoman  abbildet,  bloß 
Formen  der  Ex.  conica  sein,  welche  infolge  ihrer  großen  Anheftungs- 
fläche  etwas  modifiziert  sind ;  sie  kommen  auch  in  denselben  Schichten 
wie  typische  Exemplare  der  Ex.  conica  (mit  kleiner  Anheftungsfläche) 
vor.  Derselben  Ansicht  ist  auch  Woods,  welcher  die  Ex.  haliotoidea 
aus    dem    Upper    Greensand    Englands    für    eine    kleine    Form    von 


304  Dr.  Josef  Woldfich.  [38] 

E.  conica  mit  großer  Anheftungstiäche    hält  und  Uebergänge  von  der 
einen  zur  anderen  anführt. 

Man  findet  leider  weder  bei  d'Orbigny  noch  bei  Woods 
eine  Abbildung  und  Beschreibung  der  Innenseite  der  rechten  Schale 
von  E.  haliotoidea.  Stoliczka's  Fig.  3  zeigt  keine  Skulptur.  Die 
Beschreibung  dieser  Art  bei  Gold  fuß  (Fig.  lc — e)  paßt  völlig  auf 
die  böhmischen  Exemplare;  ebenso  bei  Reuß.  Geinitz  bildet  auch 
eine  linke  angewachsene  Schale  mit  senkrecht  aufgerichtetem  Vorder- 
rande ab  (21,  Taf.  41,  Fig.  3),  auf  welchem  ein  ähnlich  gestreifter 
Rand  und  eine  ähnliche  Skulptur  auftritt  wie  bei  der  rechten  Schale. 
Ich  finde  dies  nicht  bei  E.  conica,  von  welcher  auch  sonst  die 
Geinitz'sche  Abbildung  ganz  wesentlich  abweicht.  Deshalb  möchte 
ich  auf  zwei  auffallende  Tatsachen  hinweisen.  Die  überaus  zahlreichen 
Exemplare  der  E.  haliotoidea  von  Neratovic  sind  insgesamt  rechte 
Schalen ;  ich  fand  hier  jedoch  anderseits  kein  einziges  Exemplar 
einer  linken  Schale  von  E.  conica,  die  ihrer  Größe  und  Skulptur  nach 
ersterer  entsprechen  möchte.  Ich  kann  mich  nicht  entscheiden,  auch 
die  böhmischen  und  sächsischen  Schalen  der  E.  haliotoidea  mit 
E.  conica  zu  vereinigen. 

Vorkommen.  In  Frankreich  im  Aptien,  Albien  und  Cenoman 
nach  d'Orbigny  und  Barrois  (2):  Woods  bildet  rechte  Schalen 
der  Ex.  conica,  die  unserer  E.  haliotoidea  entsprechen,  aus  dem 
Chalk  Marl  (Cenoman)  und  der  Zone  of  Holaster  subglohosus  ab.  Nach 
Goldfuß  im  Grünsand  von  Essen,  nach  Geinitz  im  unteren  Quader- 
sandstein, Grünsand,  unterem  Pläner  und  cenomanen  Konglomerat- 
schichten in  Sachsen,  nach  Reuß  an  zahlreichen  Orten  im  Exogyren- 
sandstein,  Hippuritenkalke  und  in  Konglomeratschichten  der  Kreide 
Böhmens,  nach  Friß  in  den  Korycaner  Schichten  etc.  Bei  Neratovic 
sehr  häufig. 


II.  Gastropoda. 

Familie:  Fissurellidae  Carp. 
Genus:  Emarginula  Lain. 

Emarginula  sp.   (conica?).  Binkhorst. 

1861.  Emarginula  conica,    Binkhorst,    Monographie  des  Gastropodes  (3),    S.  56, 
Taf.  4,  Fig   4. 

1910. Weinzettl,  Gastropoda  (66),  8.  8,  Taf.  I,  Fig.  24—27. 

1911. Fric,  Koryc.  vrstvy  (10),  S.  12,  Fig.  43. 

Spitze  nur  wenig  exzentrisch,  Vorderseite  mit  Rinne.  Die  von 
den  Seiten  schwach  zusammengedrückten  Gehäuse  sind  mit  Quer- 
und  Längsfurchen  versehen. 

Vorkommen.  Nach  Weinzettl  und  Friö  hauptsächlich  nur 
Steinkerne  bei  Korycan;  ebenso  bei  Neratovic  (3  Exemplare). 


("391  I >ie  Kreidefauna  von  Neratovic  in  Böhmen.  305 

Familie:  Trochidae  d'Orbigny. 

Genus:  Trochus  Liniie. 

Subgenus:  Craspedotus 

Trochns  (Craspedo